Geodinâmica Externa

23 – 01 – 2004

1 – O que é um rególito e como se forma? 2 – Os laterites são vermelhos. Explique porquê. 3 – Diferencie os 2 tipos de alteração ( Química e mecânica). 4 – Há 3 tipos principais de solo, caracterize-os e diga em que condições se formam. 5 – Caracterize a paisagem cárcica. 6 – Caracterize as paisagens glaciares e periglaciares. 7 – Quais os factores importantes que interagem na alteração. 8 – Explique os processos de drenagem que uma rocha oferece. 9 – O transporte do vento e da água é diferente. Explique as diferenças.

(relacione as respostas com o que vimos nas visitas)

. Morfogénese Fluvial. Cursos de água (sistemas fluviais e bacias de drenagem). Os meandros. Tipos de transporte em função da inclinação, da água e vegetação existentes. Formas de relevo fluviais de erosão e de acumulação. A evolução do sistema fluvial (ciclo de erosão) e a peneplanície. Terraços fluviais de erosão e acumulação. O problema das inundações. A morfogénese fluvial em Portugal. Os rios constituem os agentes mais importantes no transporte dos materiais alterados das áreas elevadas para as áreas mais baixas e dos continentes para o mar. Os rios podem ser considerados como reunindo três troços principais: o troço ou curso superior, onde predomina o trabalho de erosão, o troço ou curso médio, onde o transporte é o principal agente actuante, e o troço ou curso inferior, caracterizado pelo predomínio da sedimentação bem patente nos depósitos aluviais ou aluviões. Ainda, à semelhança das torrentes, continuam a ser utilizáveis e com o mesmo significado as noções de erosão regressiva, nível de base e perfil de equilíbrio embora, evidentemente, convertidas à respectiva escala.Os seguintes termos dizem respeito à classificação dos rios:- Rios consequentes, são rios cujo curso foi determinado pelo declive da superfície terrestre, e que coincidem geralmente com a direcção da inclinação principal das camadas. Originam normalmente drenagens paralelas;- Rios subsequentes, são rios cuja direcção de fluxo é controlada pela estrutura rochosa, acompanham sempre zonas de fraqueza, tais como a folhas juntas ou então camadas de rochas delgadas ou facilmente alteráveis. Nos terrenos sedimentares, correm perpendicularmente à inclinação principal das camadas;- Rios antecedentes, são rios que correm ao longo de rochas que foram aplanadas ao seu percurso. Os rios antecedentes ocupam normalmente a garganta que cruza a dobra estrutural;- Rios superimpostos, são rios que cortam as camadas até que o seu canal corte rochas de diferentes litologias ou estruturas. O seu percurso inicial não foi determinado pela natureza litológica das rochas através das quais ele corre actualmente. Estes rios fluem na mesma direcção dos rios consequentes. Geralmente originam-se no reverso de escarpas e fluem até desembocar num rio subsequente;- Rios insequentes, são rios que se estabelecem sem nenhuma razão aparente ou orientação geral préestabelecida, isto é, na disposição espacial da drenagem não é vísivel nenhum controlo da estrutura geológica. Os rios correm em direcções variadas, de acordo com as particularidades da morfologia. São comuns em áreas de topografia plana e homogeneidade litológica, como as graníticas.As redes de drenagem dizem respeito ao modo como as linhas de água se encontram distribuídas. Os factores da distribuição relacionam-se com a estrutura, a litologia e atectónica e as mais importantes são:- Dendrítica, quando duas linhas principais têm a mesma direcção;- Paralela, quando imposta por falhas/ tectónica;- Radial, quando imposta pelo relevo;

- Em cuvette, quando apenas se formam linhas de água com o degelo; Os vales fluviais são formas de relevo esculpidas como depressões longitudinais, de dimensão e aspecto variados, ocupadas pelos cursos de água. Por exemplo nos calcários dispostos em camadas horizontais escavam-se vales de paredes quase verticais –vales em canhãoUm grande rio aberto ao mar tem no nível médio das águas oceânicas o seu nível de base, isto é, o nível em função do qual ele regulariza o seu perfil. Pelo facto de este nível condicionar toda a rede fluvial exorreica dos continentes chama-se-lhe nível de base geral. Um ponto de confluência de dois cursos de água funciona, para o curso subordinado, como um nível de base local. Após evolução mais ou menos prolongada, um dado curso de água (inicialmente percorrendo um vale cujo perfil longitudinal do seu talvegue pode ter sido bastante irregular, com variações mais ou menos bruscas de declive) acabará por regularizar o perfil se o seu nível de base se mantiver fixo o tempo necessário a que se atinja perfil de equilíbrio. Este equilíbrio, não é demais insistir, estabe­lece-se em especial entre dois factores principais, o clima e a natureza geológica dos terrenos, os quais condicionam outros factores seus dependentes, tais como, o regime fluvial, o tipo de intensidade da cobertura vegetal, a natureza das rochas, o tipo, a densidade e a amplitude de acidentes tectónicos, etc..A regularização do perfil faz-se de jusante para montante; as irregularidades vão-se esbatendo, os rápidos recuando, o mesmo sucedendo às cabeceiras que vão penetrando na montanha. Esta progressão da erosão iniciada na foz e avançando para a nascente funciona como uma vaga de erosão de sentido contrário ao do rio e, por isso, dita regressiva.Muitas vezes, em consequência do recuo das cabeceiras, um curso de água intersecta outros, capturando-lhes as águas, adicionando, assim, ao seu traçado todo o troço montante do curso intersectado. Diz-se, então que houve captura. O troço jusante do rio capturado permanece marcado por um vale abandonado.Também o perfil transversal dos rios atesta o seu estádio de evolução. Com efeito, no trabalho de regularização do leito a água corrente e os materiais que transporta escavam e aprofundam constantemente o leito, ao mesmo tempo que a escorrência e as torrentes laterais do vale vão desgastando as vertentes. Nesta fase o vale é profundo e estreito. À medida que o rio se vai aproximando do perfil de equilíbrio o seu trabalho de erosão vertical (escavamento do leito) vai diminuindo até dar lugar à sedimentação. As vertentes continuam a recuar e a degradar-se alargando continuamente o vale.Consoante o estádio evolutivo verificado nos rios, ou em partes do seu traçado, assim se poderão considerar fases de juventude, de maturidade e senil.Na fase da juventude há predomínio da erosão; o perfil longitudinal é irregular e o declive é acentuado e irregular (rápidos);A fase de maturidade tem grande capacidade de transporte; nesta fase o declive é menor e os vales são profundos e geralmente apertados; o perfil longitudinal está

mais regularizado;A fase senil caracteriza-se por vales amplos, de vertentes muito afastadas, e degradadas. Predomina a sedimentação dando origem a extensas superfícies muito planas resultantes da agradação, isto é, assoreamento pelos depósitos fluviais. São as planícies aluviais de que são bons exemplos os campos do Mondego e as lezírias do Tejo e do Sado.O leito de um rio é o espaço que pode ser ocupado pelas suas águas. Distinguem-se habitualmente leito maior, leito aparente e leito menor. O primeiro, também chamado leito ou planície de inundação, corresponde a todo o espaço do vale inundável nos períodos de cheia. O leito aparente é definido pelo sulco rasgado na planície de inundação e é onde, habitualmente, circulam as águas e os materiais arrastados. O leito menor ou canal de estiagem corresponde à estreita faixa, geralmente sinuosa e mutável, que persiste no interior do leito aparente e representa a menor drenagem do rio, o que, para as nossas regiões, ocorre no Verão. O leito menor, em cursos de pouca importância, pode definir-se apenas por um estreito sulco, sinuoso e seco, aqui e acolá ocupado por pequeno charco ou pego. Existem canais rectos, ramificados e meândricos. Designam-se por meandros as sinuosidades maiores ou menores e mais ou menos profundas existentes em certos troços dos rios. Os meandros não são meros caprichos da natureza, mas sim o resultado de como o rio executa o seu trabalho pela lei do menor esforço. Representam um estado de equilíbrio entre todas as variáveis hidrológicas, a carga detrítica e a litologia por onde corre o curso de água. O meandro constítui o canal mais provável de encontrar, uma vez que ele minimiza o declive, o cisalhamento e a fricção.Os meandros têm tendência a acentuarem-se, do que resulta geralmente o seu abandono. A corrente é mais forte na margem côncava, erodindo-a, do que na margem convexa, onde se deposita a sua carga sólida. Podem ser encaixados (vale) ou divagantes (quando percorrem as planícies de inundação).À medida que a rede hidrográfica se estende e se hierarquiza, cada vez maior é a erosão nas zonas montanhosas e cada vez mais vastas e planas se tornam as regiões vestibulares. Assim, não é difícil de conceber, para um nível de base geral, estável durante um intervalo de tempo suficientemente longo, que os rios atinjam o seu perfil de equilíbrio, que alarguem os respectivos vales, por recuo.Segundo DAVIS, quando esta aplanação se generaliza a vasta área, o que acontece ao cabo de muitos milhões de anos, atinge-se uma situação de relevo arrasado, de interflúvios suaves e mais ou menos uniformes, recortado por cursos de água na fase senil. Esta quase aplanação foi designada por peneplanície e com ela completa-se o que se chama um ciclo de erosão.Imagine-se uma região aplanada, com uma rede senil, bruscamente elevada em relação ao seu nível de base geral, ou porque o continente se elevou ou porque o nível do mar baixou. Toda a actividade fluvial rejuvenesce; os rios encaixam-se primeiro junto à foz, aumentam o declive e a vaga de erosão recuará até atingir toda a rede, procurando restabelecer o perfil de equilíbrio anteriormente atingido. As vertentes voltarão a recuar e aparecerão novas planícies aluviais. Em suma repetiu-

se o ciclo de erosão. Podem ver-se a dado momento ainda as formas do novo ciclo embutidas nas do anterior, quer pelo carácter plano dos interflúvios, agora na situação de planaltos, onde os vales se encaixam de novo, quer no perfil longitudinal dos rios, onde em certa porção do troço montante persiste parte do perfil de equilíbrio anterior, interrompido para jusante, pelo novo perfil. Esta interrupção é marcada por uma ruptura de declive produzida pela vaga de erosão regressiva.Os sedimentos são transportados pelos rios através de três tipos distintos de transporte: solução, suspensão e saltação. A carga transportada pelos rios divide-se em carga sólida representada pela carga do leito do rio e pela carga em suspensão e carga dissolvida.A carga dissolvida é constituída pelos provenientes, da alteração das rochas, transportados em solução química. A composição química das águas dos rios depende de vários factores tais como clima, litologia, topografia, vegetação e duração temporal gasta para o escoamento (superfícial ou subterrâneo) atingir o canal. A carga dissolvida é transportada à mesma velocidade do fluxo da água até onde ele chegar; a deposição do material só se processa quando houver a saturação (por evaporação; por exemplo).A carga de sedimentos em suspensão é constituída pelas partículas de granulometria reduzida (silte e argila, transportadas à mesma velocidade da água, durante o intervalo de tempo que a turbulência for suficiente para mantê-la em suspensão. Quando a turbulência atinge o limite crítico, as partículas precipitam normalmente em trechos de água muito calmos ou em lagos.A carga do leito do rio é constituída pelas partículas de granulometria mais grosseira (areias e cascalhos), que rolam, deslizam e saltam ao longo do rio. A sua velocidade é mais reduzida do que a do fluxo da água, uma vez que os grãos se deslocam de modo intermitente. As marmitas de gigante são um fenómeno de erosão provocado pela acção abrasiva dos seixos sob o efeito da corrente.A capacidade de um rio é dada pela quantidade maior de material detrítico dum determinado tamanho, que o rio pode deslocar como carga do leito. A granulometria dos sedimentos fluviais vai diminuindo na direcção jusante, o que representa uma diminuição da competência do rio. A deposição da carga detrítica transportada pelo rio ocorre quando há diminuição da competência ou da capacidade do fluxo, até lá, as partículas permanecem no interior do fluxo, havendo uma selecção granulométrica ao longo do curso do rio, resultando no fim na deposição no delta ou estuário.A erosão fluvial engloba todos os processos que conduzem à retirada de material do fundo e das margens do leito para o integrar na carga sedimentar. Actuando na totalidade do curso de água, a erosão é um fenómeno muito importante, sobretudo a nível do fundo dos canais localizados em regiões montanhosas. - Formas de acumulação:Planícies de inundação. As formas topográficas do leito constituem categoria ampla, abrangendo toda e qualquer irregularidade produzida no leito de um canal aluvial pela interacção entre o fluxo de água e a movimentação de sedimentosLeques aluviais. Os leques aluviais representam exemplos de deposição fluvial

originados pela diminuição rápida da competência do curso de água. A acumulação do material detritíco na parte jusante do canal de escoamento da torrente origina o cone.Terraços fluviais. Os leitos fluviais correspondem aos espaços que podem ser ocupados pelo escoamento das águas e, relativamente ao perfil transversal nas planícies de inundação, podem distinguir-se os seguintes tipos . Morfogénese Cársica. O carste. A circulação das águas em regiões carbonatadas. Formas de relevo cársico (canhões (rios alógenos), poljes, dolinas, uvalas, ponors, hums, avens, vales secos, em canhão e cegos, conchas, sotchs, grutas, lapiás e arcos). Tipos de paisagens cársicas em função do clima. A morfogénese cársica em Portugal. A dissolução das rochas carbonatadas (calcários e dolomias) pela acção das águas meteóricas está na origem de um modelo particular de relevo, dos quais apenas uma parte é visível à superfície: o carste. Em termos gerais, chama-se morfologia cársica ao modelado prório das regiões cujas rochas são susceptíveis de sofrer erosão por dissolução, porém este modelado apenas tem expressão em maciços calcários que, de facto representam extensões e espessuras com significado nas paisagens regionais. O termo carste é usado para descrever terrenos carbonatados caracterizados por uma ausência ou raridade duma rede hidrográfica superficial organizada em virtude do seu sistema de fendas, fracturas e diaclases, reduzida cobertura de solo, abundantes depressões fechadas, e um sistema de circulação de águas subterrâneas bem desenvolvida. Como consequência deste processo particular de erosão um dos primeiros aspectos a considerar é o carácter pobre da vegetação, dado que practicamente toda a água se infiltra em profundidade. A rochas está quase sempre a nú e a superfície é intensamente retalhada por uma rede mais ou menos densa e profunda de sulcos (alargamento das fendas por dissolução. No fundo destes sulcos existe habitualmente um depósito argiloso, vermelho – terra rossa – resultante da acumulação de certos componentes (argila, areia fina e óxidos de ferro) geralmente existentes no seio dos calcários e que ficam, como resíduo, após a dissolução destes.Estas formas são designadas por lapiás e podem apresentar estádios de evolução avançados em que as fendas iniciais deram origem a corredores de um labirinto escavado na rocha. Os campos de lapiás da Pedra Furada, Negrais e Maceira, na região de Pero Pinheiro (Sintra) são exemplo disto. As dolinas correspondem a pequenas depressões mais ou menos circulares de dimensões habitualmente compreendidas entre a dezena e a centena de metros de diâmetro. De paredes rochosas e geralmente abruptas, estas depressões têm o fundo plano e atapetado de terra rossa mais ou menos pedregosa (estas pedras vão sendo dissolvidas e acabam por desaparecer). A 1ª classificação considera as dolinas divididas em : dolinas de colapso e dolinas aluviais. No segundo podem distinguir-se

3 tipos: - dolinas em concha- dolinas em ulha- dolinas dissimétricas Quando duas ou mais dolinas próximas, ao alarga­rem-se, acabam por coalescer, constitui-se uma uvala. Nas regiões carsificadas, os fundos de terra rossa das dolinas e uvalas constituem praticamente os únicos locais que os habitantes da região utilizam para instalar algumas culturas.Nos maciços calcários, são frequentes poços naturais, os algares (avens) às vezes muito grandes e profundos (mais de uma centena de metros) que põem a superfície em contacto com toda uma complexa rede de galerias, grutas, grandes espaços abobados, e outros poços, característicos do interior cavernoso dos maciços resultante da dissolução cársica.Os vales secos são formas originadas pela alteração normal a qual de junta que se infiltra nos calcários. Nos vales com exsurgências intermitentes a sua evolução é flúvio-cársica, nos destítuidos delas, mas de grande declive, a água que escorre parcialmente a uma infiltração imediata, trabalha-os mecanicamente, devido à elevada inclinação. Não têm continuidade, não organizados em rede e frequentemente interrompidos. A água que episodicamente aí circula em superfície, perde-se em profundidade, ou por um sumidouro único ou por uma série complexa de fendas em comunicação como interior do maciço.Os vales em canhão apresentam vertentes abruptas e o fundo em forma de cálice aplanado. Resultam da acção da dissolução nas vertentes e da erosão fluvial no fundo, já o arco liga o bloco principal ao canhão.Os cones cársicos são protuberâncias cónicas, arrendodadas localizadas nas linhas divisórias das depressões (dolinas). A altitude destas formas e volume pode variar de alguns metros a várias centenas. Estas elevações residuais têm forma de pináculo cortante. Os “poljes” são extensas planícies cársicas fechadas, rebaixadas no interior dos maciços calcários, de origem complexa, em que, muitas vezes, a tectónica joga um papel importante. Estas depressões de fundo plano geralmente cultivável, podem atingir alguns quilómetros de extensão e são limitadas por vertentes abruptas. No interior do “polje”, são frequentes pequenos relevos abruptos isolados e dispersos — os “hums”. Quando na estação pluviosa o nível das águas subterrâneas no maciço sobe acima da superfície do “polje” este transforma-se num lago temporário, alimentado lateralmente, ou pelo fundo, através de fendas e orifícios vários, os sumidouros ou “ponors”. Na estação seca, quando o nível das águas baixa o “polje” esvazia-se, pelo menos sumidouros que o haviam alimentado.Assim, nestas regiões a maior parte da drenagem é interior e através da rede de poços e galerias onde se instalam autênticos rios subterrâneos, temporários ou permanentes. Quando estes cursos de água atingem a periferia do maciço calcário

constituem grandiosas nascentes que são designadas por exsurgências. O termo ressurgência emprega-se para referir o reaparecimento de um curso de água, quea dada altura penetra no maciço, onde percorre um certo trajecto subterrâneo, até que ressurge.As cavernas podem ser definidas como leito natural e vazio, que se estende vertical e horizontalmente a apresenta um ou mais níveis. A sua formação está ligada com o movimento da água que dissolve o calcário.Em oposição ao carácter predominantemente erosivo das águas, tanto à superfície como em profundidade, estão patentes alguns aspectos construtivos representados por depósitos de precipitação química ou por acumulações detríticas. Sempre que as condições físico-químicas (por exemplo variações de pressão e de temperatura) proporcionam a precipitação dos carbonatos, assiste-se à deposição de capas de calcário forrando as paredes interiores das galerias e outras cavernas, e á edificação de estruturas colunares, às vezes, de grande beleza

— as estalactites, suspensas do tecto, e as estalagmites, crescendo a partir do solo.

No fundo das galerias circulam e acumulam-se depósitos detríticos constituídos, no geral, por terra rossa e por outros materiais resultantes de desmoronamentos interiores, formando escombreiras.As águas saidas das exsurgências e ressurgências, ricas de bicarbonato de cálcio, podem originar, por precipitação, extensos depósitos calcários subaéreos, nomeadamente tufos calcários e travertinos, bastante desenvolvidos na região de Condeixa.Em Portugal, nas orlas mesocenozóica ocidental (nomeadamente na Estremadura e Beira Litoral) e meridional (no Algarve) abundam os aspectos deste tipo particular de morfologia.O maciço calcário estremenho é pródigo em exemplos dos vários aspectos apresentados. A conhecida Cova da Iria, em Fátima, é uma vasta dolina entre muitas existentes na região. A vasta depressão de Mira-Minde com o seu lago temporário, é um bom exemplo de “polje”. Não faltam as grutas, em quantidade e bem conhecidas dos espeleôlogos, algumas das quais, como é o caso das grutas de Sto. António, são visitáveis pelo público em geral. Nestas grutas estão patentes, praticamente, todos os aspectos da morfologia subterrânea. Os rios Alviela e Almonda, afluentes da margem direita do Tejo, brotam do mesmo maciço em bem demonstrativos exemplos de exsurgéncias. Um bom exemplo de ressurgência é-nos dado pela Ribeira dos Amiais, perto da nascente do Alviela.No Algarve calcário, isto é, na região natural referida por barrocal, existem acidentes de morfologia cársica dignos de referência. O seu conhecimento não tem sido, contudo, divulgado pela simples razão de que esta zona do Pais não foi alvo de estudos geomorfolõgicos especializados.Assim, a par de numerosas grutas e algares, existem outras formas carac­teristicas como campos de lapiás, com alguns exemplos espectaculares (Cerro da Cabeça, Moncarapacho), sumidouros, dolinas, exsurgências, muitas delas temporárias, e um

pequeno polje — a Nave do Barão — cuja çabeceira é ocupada temporariamente por uma pequena lagoa.

. Importância dos deslizamentos e do processo morfogenético pluvial (escorrência difusa elementar, rill wash) na evolução das vertentes.

As vertentes constituem o elemento básico dos relevos de superfície. É uma forma 3D, representando uma superfície inclinada, não horizontal, modelada pelos processos de denudação actuantes no passado e/ou no presente, que representa a conexão dinâmica entre o interflúvio e o fundo do vale. Os deslizamentos e o processo morfogenético pluvial são dos processos mais generalizados e importantes na esculturação das vertentes.Os deslizamentos são movimentos bruscos de material sólido executados ao longo duma superfície de ruptura bem definida e geralmente saturada de água. As rupturas podem ter características diversas, mas correspondem sempre a níveis de deslizamento ou ruptura impermeáveis, constituídos por uma rocha sã ou por um horizonte do rególito que possua maior quantidade de elementos finos, siltes ou argilas. Os deslizamentos podem ser rotacionais quando o plano de corte é concavo para a parte superior, translacionais quando predominam superfícies de corte planas e laminares.No processo morfogenético pluvial distinguem-se a acção mecânica das gotas de água e o escoamento pluvial. Devido à acção mecânica das gotas de chuva, dá-se o arranque e deslocamento das partículas dos solos, sendo depois transportadas num processo de transporte designado de escoamento pluvial, que surge no momento em que a quantidade de água precipitada é maior do que a velocidade de infiltração. A acção deste processo vai criar condições favoráveis para a ocorrência de deslizamentos. O primeiro impacto erosivo das partículas dos solos é devido à acção mecânica das gotas de chuva, que levam ao seu arranque e deslocamento. Esta acção é exercida pela energia cinética das gotas. O poder erosivo das gotas de chuva depende também da natureza e do estado físico dos materiais que afloram nas vertentes, nomeadamente solos e/ou depósitos superficiais. As características da cobertura vegetal constituem outro importante factor que condiciona este tipo de erosão. O principal efeito das gotas de chuva consiste na degradação geral dos solos e dos depósitos que revestem as vertentes. Com efeito, o impacto causado pelas gotas de chuva na superfície (splash), tem como primeira consequência a destruição dos agregados das formações superficiais, ou seja, a preparação do material para o transporte a efectuar pelas águas de escorrência. No escoamento pluvial há que distinguir dois tipos: o escoamento pluvial difuso e o concentrado ou de enxurradas. No difuso as águas escorrem sem hierarquia e fixação dos seus leitos, dispersando-se em múltiplos fios de água instáveis e anastomosados que não inscrevem formas vigorosas e duráveis nos terrenos. No segundo tipo as águas concentram-se, fixam o seu leito e adquirem maior

competência erosiva. Deixando sulcos sensíveis na superfície topográfica, conhecidos como ravinas. A acção do rill-wash traduz-se no ravinamento das vertentes e consiste na abertura de pequenos entalhes sensivelmente paralelos às linhas de maior declive. Na região de Lisboa as ranhuras têm profundidades máximas de 30cm e a sua largura raramente excede 10cm.O escoamento concentrado está representado nos barrancos e valeiros actuais de fundo em V, afluentes dos principais cursos de água, com grande actividade ocasional, na região de Lisboa (rio Trancão, rio de Lousã e ribeiras de Fanhões, Casainhos e de Pinheiro de Loures).O transporte efectuado pelo escoamento pluvial afecta as partículas deslocadas pelo impacto directo das gotas da chuva e as erodidas directamente pelo escoamento, através do solapamento das suas margens. A velocidade das águas e a rugosidade da superfície ocasionam o turbilhonamento, colocando em suspensão as partículas mais finas. Esta categoria de partículas é transportada até aos riachos, ou até cessar o escoamento do filete de água. As partículas mais grosseiras são arrastadas pela corrente, quando o movimento ascencional do turbilhonamento atingir valor elevado. Esse movimento é intermitente e o deslocamento dos grãos é feito por saltação, através de saltos constantes que os transportam sempre na direcção jusante. O escoamento concentrado é característico das vertentes desprovidas de vegetação. Na presença de cobertura vegetal, sobretudo sob a cobertura florestal, o escoamento difuso domina, e as possibilidades de ravinamento são diminutas.

. Hidrologia e dinâmica das vertentes.

A dinâmica das vertentes pode ser estudada como um sistema aberto, recebendo e perdendo tanto matéria como energia. No conceito do balanço morfogenético, alteração e a pedogénese correspondem a componentes verticais na vertente e da sua acção combinada resulta um aumento da espessura do rególito. Os restantes processos morfogenéticos (movimento do rególito, escoamento, acção eólica e outros) correspondem a componentes paralelas, cujo efeito conduz à remoção dos materiais detritícos da vertente, à diminuição da espessura do rególito e o rebaixamento do modelo. Estes promovem o fluxo de matéria e de energia através do sistema, até ser transferido para o sistema fluvial. As vertentes apresentam um equilíbrio dinâmico, que pode atingir o estado de estabilidade, no qual a forma da vertente permanecerá imutável com o decorrer do tempo, embora haja desgaste ou diminuição altimétrica do seu relevo. As vertentes são partes integrantes das bacias hidrográficas, não podendo a sua descrição ser feita sem que sejam feitas considerações acerca das suas relações com a rede hidrográfica. As vertentes e os rios são entidades pertencentes a um sistema aberto, a bacia de drenagem, e como tal estão contínuamente em interacção. A forma e o ângulo das vertentes deverão estar ajustadas para fornecer a quantidade de material detritíco que o curso de água pode transportar. Inversamente, os parâmetros hidráulicos dos cursos de água deverão ajustar-se para transportar a quantidade de

material detritíco que lhe é fornecida pelas vertentes. Quando o sistema vertente-curso de água estiver em equilíbrio, então toda a bacia hidrográfica pode ser considerada como em estado de ajustamento.

. Morfogénese Glaciar. A génese dos glaciares, os seus movimentos e as suas mudanças de dimensão. Tipos de glaciares. Processos de erosão glaciar. Formas de acumulação e de erosão glaciares (moreias, tills, terraços de obturação glaciária, terraços proglaciários, planaltos glaciários, circos glaciários ( ferrolho glaciário e covão), vales glaciários, blocos erráticos, estrias, grooves, arêtes, horns, drumlins). Características e localização do modelo glaciar. A morfogénese glaciar em Portugal. O sistema de erosão glaciária refer-se ao conjunto de regiões afectadas nos seus aspectos morfológicos e biológicos pelos efeitos de um tipo particular de clima, no qual a presença de importantes coberturas de gelo é característica fundamental. O gelo será, portanto, o principal agente de erosão, transporte e sedimentação do meio glaciar, se bem que nas extremidades das massas de gelo, onde se inicia sua ablação, tenham papel importante as águas resultantes da fusão. Estes meios caracterizam-se por se localizarem em regiões de latitudes altas ou de elevadas altitudes. A alteração predominante é a mecânica, o que faz que os seus sedimentos apresentem uma elevada imaturidade mineralógica. Por outro lado, dadas as características do transporte, são depósitos de maturidade textural muito baixa. As regiões afectadas são as regiões polares.Nestas regiões existem as maiores extensões permanentemente glaciadas (inlandsis). Na periferia destes continentes e onde o relevo permite, formam-se importantes línguas de gelo, ou glaciares de vale. Algumas destas línguas atingem o mar e vão-se fragmentando em massas de gelo, por vezes de grandes dimensões os “icebergs”. No Quaternário, o rigor do clima permitiu a formação de glaciares a latitudes menores, hoje desaparecidas, como é o caso da Serra da Estrela.A maioria das formas formas de relevo glaciares formou-se abaixo das línguas de gelo e dos glaciares, pelo que estas formas só foram conhecidas quando as massas de gelo recuaram.Este facto deve-se por um lado, de se localizarem em zonas com determinada inclinação e, por outro, o gelo em contacto com o substrato funde-se, favorecendo o seu deslocamento. A superfície da língua glaciária mostra alinhamentos de pedras e outros detritos — as moreias —, que são designadas segundo a posição que ocupam no glaciar. Junto aos bordos alonga-se a moreia lateral. Quando duas línguas confluem a língua resultante passa a ter também uma moreia mediana, alinhada a meio do seu alongamento e que resulta da união de duas moreias laterais, uma de cada margem dos troços montantes. Chama-se moreia interna à carga de detritos, geralmente pouco importantes, transportados no seio da massa de gelo, moreia de fundo ao conjunto de blocos e de materiais triturados sob a massa de

glaciar e em contacto com o fundo rochoso do vale e moreia frontal ou moreia terminal aos materiais transportados na frente da língua glaciária.Os glaciares de círculo, estão localizados nas montanhas cujos cumes ultrapassam um pouco a linha das neves permanentes. Estes glaciares alojam-se muitas vezes nos circulos (partes mais baixas das montanhas árticas ou subárticas, montanhas temperadas e tropicais). O glaciar de circulo possui dimensões reduzidas e é caracterizado por apresentar paredes rochosas quase verticais de onde descem as avalanches que o alimentam. Entre a parede rochosa e o gelo que se desloca, o espaço é chamado de "rimaye". Uma moreia formada por depósitos dos materiais transportados localiza-se na parte da frente do glaciar. Os glaciares de piedmont, formam-se quando vários glaciares de vale são suficientemente bem alimentados para chegar até à base da montanha, onde edificam lobos de piedmont que podem coalescer. Estes glaciares chegam a zonas que podem estar constantemente temperados e daí a importância que têm os fenómenos de fusão que não originam moreias propriamente ditas, mas acumulações de aluviões em toalhas. É dificil generalizar acerca da distribuição dos diferentes tipos de glaciares uma vez que, à parte das calotes de gelo, a maioria ocorre sobre uma extensa variedade de latitudes. A ocorrência dos glaciares é determinada não apenas pelo clima mas também pela topografia, na medida em que deve existir uma adequada superfície na qual o gelo se possa acumular. Os glaciares apenas se podem formar em regiões onde a neve persiste ano após ano. A taxa de neve acumulada é função da soma total da precipitação caída sob a forma de neve, e a taxa de fusão, é fundamentalmente controlada pela temperatura.A acção erosiva do glaciar e a sua capacidade de transporte dependem do fluxo de gelo, da sua espessura e da natureza litológica do leito. O glaciar desgasta o leito rochoso pela acção abrasiva, em especial, da moreia de fundo, cujos materiais se vão fragmentando, estriando (estrias e fissuras)e pulverizando (farinha glaciária) à medida que vão desgastando, polindo e estriando as rochas do leito (ablação). As saliências rochosas ficam arredondadas (rochas aborregadas) ou são arran­cadas em blocos que passam a constituir material das moreias. Também os drumlins são formas erosivas, pequenas colinas em forma de dorso de baleia, pouco erodidas, que podem apresentar algumas variantes. Representa o resultado dum excedente local de carga que o glaciar deposita, enquanto o deslocamento do gelo modela o depósito. Os drumlins não são senão espessamentos locais da moreia de fundo que o glaciar modelou segundo as formas devido à sua própria dinâmica. O gelo também pode transportar blocos ou fragmentos de rocha que quando se depositam assumem a denominação de blocos errráticos. Sempre que o glaciar desce a altitudes onde a elevação da temperatura conduz à sua fusão, a massa de gelo alimenta um curso fluvial que continua a transportar os materiais mais pequenos para os quais tem competência. Têm, assim, origem os chamados depósitos fluvio-glaciários.O perfil transversal típico dos vales glaciários é em forma de U, o qual comparado

com o perfil em V dos vales fluviais mostra quão diferentes são os dois processos erosivos. Geralmente um glaciar de vale aproveitou uma antiga torrente ou vale fluvial, transformando-lhe a cabeceira em circo glaciário e modificando-lhe o perfil transversal. O perfil longitudinal é irregular e geralmente formado por socalcos largos, de fundo deprimido, que se sucedem através de troços apertados e de acentuado declive. Após a fusão do gelo estes vaies dão lugar a sucessivos lagos escalonados que comunicam uns com os outros através de cascatas ou rápidos.Esta topografia resulta da dinâmica própria da massa de gelo que tende a acentuar os desníveis, aprofundando os troços deprimidos. Quando se dá a fusão do gelo, ou porque os vales de montanha atinjam zonas baixas, ou porque houve uma modificação do clima e consequente retracção da calote glaciária, estes recuam para altitudes ou latitudes mais elevadas e deixam como vestígio as moreias, que não são mais do que sedimentos de origem glaciária. O Till representa o conjunto de depósitos efectuados pelo gelo e moreias as formas de relevo por eles produzidas. Enquanto que o nome tilito se usa para os endurecidos. As moreias, também designadas por tilitos caracterizam-se pelo carácter heterométrico e estriado dos detritos, muitas vezes envolvidos por um material de aspecto argiloso (farinha glaciária), que corresponde geralmente à pulverização das rochas sujeitas à abrasão glaciária e que pouco ou nada tem a ver com os minerais argilosos, não obstante ser frequentemente designado como “argila” dos tilitos.Na Serra de Estreia são ainda evidentes os traços da morfologia glaciária quaternária (Wurm). Os circos são nítidos, muitos deles postos em evidência pela toponímia local — Covões, Covão Grande, Covão do Urso. Também os vales com perfil transversal em U, as rochas polidas, estriadas e aborregadas e, ainda, as porções conservadas das respectivas moreias, põem em evidência os efeitos das línguas glaciárias que os modelaram. Entre eles merecem destaque o magnífico Vale do Zêzere.

GEODINÂMICA EXTERNA

1ª Chamada – 18/01/03

1. Qual a importância do solo na morfogénese? 2. Qual a importância da tectónica na morfogénese?

3. Descreva a morfogénese litoral. A morfogénese litoral em Portugal.

(9 VALORES) 4. Qual a importância da vegetação e do clima na morfogénese?

5. Qual o impacto do Homem na morfogénese?

2º Chamada – 28/01/03

1. Qual a importância da alteração e erosão nas rochas (ígneas, metamórficas e sedimentares)? (3 valores)

2. Morfogénese eólica. Formas de erosão e acumulação eólicas.

Morfogénese eólica em Portugal. (8 valores)

3. Morfogénese fluvial. Formas de erosão e depósitos (tipos e características). (6 valores)

4. Hidrologia e dinâmica das vertentes. (3 valores) Outros Exames:

o Carste. (Formas de relevo, relação com nível vadoso, variações eustáticas)

o Vertentes (Formação, acumulação, deslizamentos, morfogénese fluvial, dissimetria, rill wash, hidrologia, dinâmica)

o Definir consequente, antecedente, subsequente e superimposto o Factores q influenciam a drenagem o Definir Inselberg e Piedmont (exemplos, origem e condições de

formação) o Recuo e recessão de uma arriba o Mesas, buttes, picos, cristas, gargantas, falésia o Fazer esquema com micromorfologia das praias o Comente: as planícies de inundação não são influenciadas pelas

mudanças climáticas.

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GEODINÂMICA EXTERNA

PROGRAMA TEÓRICO Ano Lectivo 2000/2001

I - INTRODUÇÃO II - PROCESSOS ENDÓGENOS 1. - Formas de relevo associadas com a actividade tectónica 2. - Formas de relevo associadas com a actividade ígnea 2.1 - Actividade ígnea intrusiva e extrusiva 2.2 - Vulcanismo III - PROCESSOS EXÓGENOS 1. - Alteração, Tipos de Alteração 1.1 - Processos de alteração química 1.1.1 - Produtos da alteração química 1.1.2 - Factores de controlo da alteração química 1.2 - Processos de alteração física 1.3. - Litologia e formas de alteração 2 - Vertentes, Processos e Formas 2.1 - Processos morfogenéticos 2.1.1 - Alteração 2.1.2 - Movimento de massas 2.1.3 - Acção da água fluvial 2.1.4 - Acção biológica 2.2 - Forma das vertentes 2.3 - Análise da evolução das vertentes 2.4 - Dinâmica e hidrologia das vertentes 2.5 - Importância do estudo das vertentes 3 - Processos Fluviais 3.1. - Hidrologia da bacia de drenagem

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3.2 - Transporte e deposição fluviais 3.3 - Erosão fluvial 4 - Formas de Relevo Fluviais 4.1 - Sistema fluvial 4.2 - Bacia de drenagem 4.2.1 - Tipos de canais fluviais 4.2.2 - Tipos de drenagens 4.2.3 - Tipos de Bacias 4.3 - Formas de relevo deposicionais fluviais 5 - Processos e Formas de Relevo Eólicas 5.1 - Actividade eólica 5.1.1 - Formas de relevo, sua distribuição global 5.1.2 - Transporte e sedimentação eólicas 5.2 - Erosão eólica 5.2.1 - Deflação e abrasão 5.2.2 - Formas de relevo erosionais 5.3 - Formas de relevo deposicionais 6. - Processos e Formas de Relevo Glaciares 6.1 - Características glaciares 6.1.1 - Tipos e localização dos glaciares 6.2 - Processos de erosão glaciar 6.2.1 - Formas de relevo erosionais 6.3 - Formas de relevo deposicionais glaciares 6.3.1 - Formas de relevo deposicionais fluvio/glaciares 7. - Processos e Formas de Relevo Periglaciares 7.1 - O ambiente periglaciar 7.2 - Processos periglaciares 7.3 - Formas de relevo periglaciares 7.3.1 - Formas de relevo relacionadas com movimento de massas 8. - Processos e Formas de Relevo Litorais 8.1 - Nomenclatura do ambiente litoral

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8.2 - Factores responsáveis pela morfogénese litoral 8.3 - Formas de relevo litorais destrutivas 8.4 - Formas de relevo litorais construtivas 9. - Clima, Mudanças Climáticas e Desenvolvimento de Formas de Relevo 9.1 - Paleoclimas , métodos de datação 9.2 - Quaternário 9.3 - Variações Eustáticas (Eustasia) 10. - Interacção entre Processos Endogénicos e Processos Exogénicos 10.1 - Taxas de "uplift" 10.1.1 - Métodos de medida e estimação de "uplift" 10.1.2 - Variações espaciais e temporais 10.2 - Taxas de denudação fluvial actual 10.3 - Taxas de denudação glaciar 11. - Tectónica e Drenagem 11.1 - Controlo tectónico passivo 11.2 - Captura 11.3 - Tectónica global e Drenagem

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I - INTRODUÇÃO (Processos Exógenos/Endógenos) As formas da superfície terrestre, continentais e oceânicas, representam num instante determinado o efeito da interacção, dos processos endógenos e exógenos sobre a superfície terrestre. Os processos endógenos pertencem ao âmbito da geodinâmica interna e os exógenos ao âmbito da geodinâmica externa. Os processos endógenos ou endogenéticos originam-se no interior da terra e são geralmente construtivos, na medida em que normalmente conduzem a um incremento da elevação e do relevo. São fundamentalmente três os processos envolvidos:

1) actividade ígnea que consiste no movimento do magma através ou até à superfície da terra;

2) orogénese (orogenia) que consiste na formação de montanhas, as quais em planta têm formas tipicamente arqueadas ou lineares;

3) e epirogénese que consiste geralmente no levantamento de áreas enormes da superfície da terra sem fracturação ou dobramentos significantes.

As estruturas extensas e os processos de fracturação e deformação da crosta terrestre, que originam a sua elevação, são descritos no âmbito da tectónica. Morfotectónica significa a interacção entre tectónica e a génese das formas de relevo. Neotectónica refere-se aos processos e aos efeitos da actividade tectónica recente, normalmente do cenozóico superior. Os processos exógenos (exogenéticos) tendem a reduzir a paisagem terrestre a determinado nível de base, normalmente o nível do mar. Aos processos acumulativos de nivelamento das paisagens dá-se o nome de degradação. Agradação envolve o rebaixamento de algumas áreas, através do processo de degradação e o entulhamento de outras mediante agradação. Os processos exógenos incluem a acção da água, gelo e vento e envolvem fundamentalmente a denudação. A denudação consiste na remoção do material e conduz geralmente a uma redução da elevação e do relevo. O termo relevo refere-se a uma diferença na altura, distinguindo-se dos termos elevação e altitude que se referem às altitudes medidas acima de um ponto determinado, normalmente o nível do mar. A única excepção ao processo da denudação são as deposições de materiais pontuais, efectuadas durante períodos curtos de tempo, que originam dunas de areia, as quais representam acréscimos de relevo. Denudação pode envolver conjuntamente remoção de partículas sólidas e material dissolvido. Normalmente a primeira é conhecida como erosão ou denudação mecânica e a segunda como denudação química. As duas fontes de energia dos processos exógenos, que moldam e originam formas de relevo na superfície terrestre, são: a radiação solar e a energia potencial que provém da atracção gravitacional da terra, a qual, na ausência de forças

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suficientemente resistentes, casa origina, auxiliada pela água, movimentos de desmoronamento de vertentes que podem ser de gelo, partículas de rocha e solo. Mediante a actuação de diferentes formas, a radiação solar providência a energia necessária à actividade biológica, evaporação da água e funcionamento da circulação atmosférica da terra. A energia para os processos endógenos vem fundamentalmente do calor geotermal, e de pequenas contribuições da energia das marés, geradas pela atracção gravitacional da Lua e Sol e da energia rotacional derivada do movimento de rotação da Terra (fig. 1.13, pg. 23).

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II - PROCESSOS ENDÓGENOS 2. - Formas de relevo associadas com a actividade ígnea 2.1 - Actividade ígnea intrusiva e extrusiva As rochas magmáticas são formadas em profundidade a uma determinada pressão e forte temperatura a partir dum magma. Estas rochas são formadas por cristais que podem ser regulares ou irregulares e de dimensões pequenas e médias. As rochas magmáticas diferem entre elas pela presença de um ou de outro mineral de composição característica. O granito contém cerca de 75% de sílica é um rocha ácida, o gabro apenas cerca de 45%, é uma rocha básica; as rochas intermédias apresentam percentagens de sílica entre 52% e 66% e as rochas ultrabásicas têm valores de sílica abaixo de 45% (fig. 5.1). Quando os magmas atingem a superfície originam os vulcões. Como as rochas intrusivas são muito mais resistentes à erosão do que as rochas que as envolvem originam frequentemente à superfície formas de relevo proeminentes. 2.2 - Vulcanismo As rochas vulcânicas originadas pela actividade vulcânica são rochas parcialmente cristalizadas, uma vez que, o arrefecimento em profundidade com formação de cristais é interrompido com a sua chegada a camadas mais frias da crosta. São rochas que apresentam dois tempos de cristalização: um em profundidade e outro à superfície. São constituídas por uma massa de cristais microscópicos em forma de baguete (micrólitos), resultantes de arrefecimento brusco a qual raras vezes se juntam cristais visíveis a olho nu (fenocristais). Algumas rochas vulcânicas são apenas "vidros" como as escórias projectadas pelos vulcões e as obsidianas que formam escoadas. A composição química das rochas vulcânicas é semelhante, à das rochas magmáticas apenas o aspecto difere. Assim um gabro e um basalto têm a mesma composição, mas os relevos que originam são distintos. De um modo geral, a cada composição química das rochas vulcânicas corresponde um relevo particular, originado como consequência dum tipo de erupção particular. Quanto mais ácida for a composição do magma mais explosivo e de cores mais claras será o vulcão. Daí a analogia feita entre rochas claras e vulcanismo explosivo e entre rochas escuras e vulcanismo calmo (escoadas). As erupções vulcânicas podem ser de três tipos: exhalative (gás), efusiva (lava) e explosiva (tephra). No entanto todas as erupções

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vulcânicas envolvem a expulsão de algum gás. As formas de relevo maior, estão associadas apenas às erupções da lava ou tephra. Actualmente existem apenas cerca de 600 vulcões activos a nível dos continentes ou expostos no fundo do mar como ilhas. Mas foram individualizados através da sua forma, estrutura ou tipo de rochas, vários milhares de vulcões já extintos nos continentes. A nível submarino o número de vulcões conhecidos nas bacias do mundo inteiro abafa completamente os vários milhares de vulcões continentais. Só no fundo do Oceano Pacífico foram identificados mais de 50 000 vulcões. A maior parte da actividade vulcânica actual do planeta é submarina e relaciona-se com linhas de placas. A nível do eixo das dorsais oceânicas as lavas basálticas constroem os fundos dos oceanos. Nas zonas de subducção vulcanismo é do tipo andesítico. Este vulcanismo representa apenas uma pequena parte do vulcanismo a nível global, contudo é o mais mortífero para o homem. Com efeito, os vulcões da cintura de fogo do Pacífico estão emersos, explosivos e por isso perigosos. Na actualidade a concentração mais elevada de vulcões verifica-se no sistema “island arc” e nas margens continentais orogénicas que circundam o Oceano Pacífico. Com efeito cerca de 60% dos vulcões activos conhecidos localizam-se ao longo da margem do Oceano Pacífico (1/3 desta concentração na Indonésia). Fora dos limites de placas, o vulcanismo está associado a pontos quentes e é mais raro. As ilhas Reunião ou Hawai são atribuídas a vulcões, associados a pontos quentes (hot spots) localizados no interior de placas. Estes vulcões têm tendência para ocorrer em grupos ou em linha (fig. 5.3). As erupções vulcânicas envolvem a libertação de enormes quantidades de energia, entre 1012 e 105J (bomba de hidrogénio liberta 106J). Erupções excepcionais envolvem contudo maiores quantidades de energia (em 1980 a erupção no Monte Sta Helena libertou o equivalente a 30 bombas de hidrogénio). 2.2.1 - Produtos da actividade vulcânica As erupções podem envolver a emissão de fluxos de lava sob a forma líquida ou a emissão violenta no ar de material sob a forma sólida, os piroclastos. Tephra designa o conjunto de todo o material vulcânico expelido pelo vulcão que caí a partir do ar. 1. Tephra (piroclásticos) são depósitos constituídos por fragmentos de rochas expelidos pelo vulcão. Dividem-se em vários tipos de acordo com a sua dimensão (fig. 3.8): - cinza (ash), de dimensão <2mm e recentemente depositados; - tufo vulcânico, são cinzas compactadas; - lapilli, de dimensão entre 2-64mm;

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- bomba vulcânica, de dimensão >64mm, mostrando usualmente um certo grau de arredondamento; 2. Ignimbritos são depósitos mal calibrados, gerados por fluxos piroclásticos (blocos, lapilli, cinzas e gases quentes) de grande mobilidade, que cobrem normalmente áreas grandes. Os ignimbrites da região do Lago Toba na Sumatra cobrem uma superfície de cerca de 25000 km2. 3. Escórias (scoria) são depósitos de lava com aspecto de esponja devido às numerosas cavidades originadas pela saída do gás. Formam-se em relação com as erupções magmáticas muito ricas em gás. Este ao libertar-se origina as numerosas vesículas ou cavidades conferindo à lava um aspecto de esponja. 4. Pedra pomes (pomice), tipo particular de escoria na qual as cavidades ou vesículas são muito abundantes. 5. Escoadas das lavas são constituídas por lava líquida que, a partir dum ponto de emissão, desce ao longo das encostas pela acção da gravidade. Ao arrefecer, a lava diminui a sua velocidade para apenas alguns metros/hora, aumenta a sua largura para centenas de metros, terminando por se imobilizar. Existem vários tipos morfológicos de escoadas de lava segundo a sua composição, viscosidade e conteúdo em gás. Pahoehoe (ilhas Hawaii) tipo de escoada formada por lavas inicialmente de viscosidade baixa, mas que ao iniciarem o seu deslocamento começam a perder gás transformando-se em lavas muito mais viscosas. A superfície superior destas escoadas de lava tem um aspecto rugoso originado pela solidificação da lava que ao deslocar-se sobre uma epiderme fina e ainda elástica, se enruga. O aspecto final é semelhante ao da pele de um elefante. L'as é constituído por um caos de lava escoriada, semelhante a um campo de escórias, cuja superfície superior apresenta irregularidades que podem ser de apenas alguns decímetros a muitas vezes alguns metros de altura. Normalmente estas escoadas encontram-se separadas, as escoadas ligadas são raras; e na maioria dos casos representam o resultado da erosão sobre as irregularidades primitivas da superfície. 6. Produtos vulcânicos associados com a água são representados pelos geysers e lahar. Os geysers são erupções de água superaquecida. Formam-se como consequência da água que os magmas contêm, cerca de 4% por peso, sendo este tipo de actividade hidrotermal característica de estádios tardios do vulcanismo. As soluções hidrotermais, podem conter

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elevadas concentrações de material dissolvido, especialmente sílica e carbonato de cálcio, que com o arrefecimento originam um precipitado conhecido como sinter. Lahar, são depósitos constituídos por restos vulcânicos misturados com água, originados por fluxos de mud muito rápidos. 2.2.2 - Formas de relevo vulcânicas 1. Cone vulcânico simples é constituído pela acumulação de materiais expelidos a curta distância pela chaminé vulcânica. Os materiais expelidos pela cratera são geralmente projectados até ao seu limite exterior, descendo por gravidade ao longo dos seus flancos. A inclinação destes correspondendo por isso à inclinação de um talude de equilíbrio de gravidade (±35%). No topo dos cones existe uma cratera, originada devido ao sopro da projecção. O tipo de vertentes comuns dos cones vulcânicos são os taludes de gravidade, as vertentes de paredes verticais menos comuns. Existem cones de cinzas e cones piroclásticos. Os cones vulcânicos resultam duma erupção curta, apenas alguns dias ou quanto muito alguns meses, como vimos no exemplo do vulcão Paricutin que surgiu em 1943. 2. Domas, são relevos em forma de doma, constituídos por conglomerados de diversos tipos originados por vulcões explosivos nas suas vertentes. 3. Escórias, depósitos que originam relevos de menor importância do que os originados pelos cones. Estes relevos traduzem-se em pequenas saliências localizadas na superfície de relevos pré-existentes. 4. Caldeiras, são depressões de forma mais ou menos circular e de vários quilómetros de diâmetro. Formam-se quando após a erupção se dá o colapso parcial da câmara magmática. 2.3 - Formas de relevo associadas com a actividade ígnea (fig. 5.15, 5.16, 5.17 e 5.19) 1. Filão, molde interno duma rocha de espessura reduzida que se elevou a partir de uma certa profundidade e se introduziu entre outras rochas. 2. Batólitos, são intrusões discordantes, cuja dimensão aumenta em profundidade mas que não afloram à superfície com valores inferiores a 100km2. Alguns batólitos excedem 1000km de comprimento e 250km de largura (Coast Range Batholith of British Columbia). Se

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aflorarem com valores inferiores a 100km2 denominam-se por stocks. A sua exposição à superfície é consequência da erosão de mais de mil metros de espessuras de rochas que originalmente os cobriam. 3. Lacólitos, são intrusões concordantes de forma lenticular, que ao introduzirem-se nos estratos, deformam-nos originando formas em anticlinal. 4. Lopólitos, são intrusões tabulares concordantes e deprimidas no centro, o que lhe confere um aspecto de colher. Normalmente as rochas que os constituem diferenciaram-se em capas alternantes de minerais claros e escuros, conferindo-lhes um aspecto em bandas semelhante ao aspecto das rochas sedimentares. 5. Diques, são intrusões tabulares discordantes cujo comprimento pode alcançar vários quilómetros (6-8km). São originados pela penetração do magma através de fracturas que cortam as rochas encaixantes. Sua espessura varia entre centímetros e metros (1-20m). Quando a câmara magmática apresenta uma série concentrada de diques dispostos de forma radial e curva para o topo, denomina-se cone sheets. 6. Sill, são intrusões tabulares concordantes de rochas cuja espessura oscila entre menos de 1cm até vários metros. Segundo a posição estrutural das camadas onde se introduziram, podem estar inclinados, horizontais ou verticais. 2.4 - Formas de relevo vulcânicas erosivas Uma vez originadas as formas de relevo vulcânicas , a erosão inicia o seu trabalho para as destruir. Aproveitando as diferenças de resistência entre os diferentes tipos de materiais, lavas são duras, as cinzas, as escórias e as rochas vulcânicas e não vulcânicas que as acompanham relativamente mais fracas, a erosão faz o seu trabalho diferencial. As cinzas são as mais sensíveis à erosão. Em presença da água das chuvas saturam-se rapidamente e como se tornam impermeáveis, são rapidamente levadas pelos fluxos. As escórias, apesar de resistirem um pouco mais, como são móveis ficam sujeitas ao arraste; deste modo os declives das encostas dos cones vulcânicos constituídas por escórias, diminuem rapidamente passando de valores de 35% para 25%. Durante o Quaternário, que durou cerca de 2 milhões de anos, estes relevos foram quase completamente destruídos. A lava e a rocha vulcânica como são mais resistentes alteram-se menos e como a sua estrutura apresenta um diaclasamento prismático a erosão decompõem-a com a forma de

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tubos de orgãos. As escoadas vêm desaparecer primeiro as irregularidades da sua superfície por estilhamento, uso e posterior formação dum solo. As escoadas mais rugosas com o decorrer do tempo, acabam por se unir e se o clima o permitir tornam-se cultiváveis. No inicio as lavas são sempre permeáveis mas com o preenchimento das fissuras por restos, tornam-se bastante impermeáveis. No final a erosão acaba por originar a inversão do relevo vulcânico (fig. 43). Inicialmente a escoada como é liquida segue a linha de maior inclinação obedecendo às leis da gravidade. Como tende a ocupar os fundos dos vales, pode levar ao enchimento dos vales afluentes do vale onde se instalou originando lagos de barragem vulcânica. Em pouco tempo as escoadas lávicas estarão em relevo, uma vez que couraçaram o terreno sobre o qual se depositaram. A erosão trabalhará mais facilmente as rochas não vulcânicas do que as escoadas de lavas. Assim, a escoada que ocupava os pontos baixos, torna-se a parte alta da região. Encontra-se fragmentada em planaltos isolados denominadas por mesas.

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III - PROCESSOS EXÓGENOS

— Ciclo Hidrológico —

A acção da água é fundamentalmente no âmbito dos processos exógenos, motivo pelo qual o seu ciclo deve ser bem conhecido. O ciclo da água é familiar: chuva, escorrimento, infiltração, cursos de água, acumulação em lagos e mares, evaporação e nova precipitação. O ciclo hidrológico pode ser concebido como um sistema de armazéns entre os quais, a água é transferida. Adicionalmente às transferências de água entre os principais armazéns, existem os movimentos no seu interior (isto é, transferências entre subarmazéns). Os oceanos e mares representam sem margem para dúvida o maior armazém (cerca de 97% da água do globo é salgada), as calotes (particularmente a Antárctida) e os glaciares polares constituem o segundo armazém representando um valioso contributo em água doce (cerca de 1.81%), finalmente as águas continentais representam o terceiro grande armazém. O vapor de água atmosférico corresponde apenas a algumas partes por milhão da hidrosfera, no entanto constituí a fonte de toda a vida continental e o motor do ciclo da água (fig. 1.14). Estima-se que aproximadamente 517x103 Km3 de água seja anualmente evaporada e completamente reprecipitada sobre o globo. Grosso modo, seria o equivalente a uma camada de água de 1m de espessura, que cobrisse inteiramente a superfície da terra. A água é transferida para a atmosfera como vapor através da evaporação dos oceanos e a partir dos continentes mediante a combinação da evaporação e transpiração (evapotranspiração). Retoma à superfície no estado líquido ou sólido através das diferentes formas de precipitação. A maior parte da precipitação infiltra-se no solo e nos aquíferos antes de retornar aos oceanos. Parte da água que se infiltrou nos solos evapora-se. Os horizontes superficiais não estão geralmente saturados em água, uma vez que as raízes dos vegetais não toleram estar encharcadas. Neste horizonte, dito não saturado, ou vadoso ou de aereação a água permanece ligada às partículas do solo com uma energia muito grande, sendo necessário exercer uma pressão enorme para extrair algumas gotas de água. Num solo fino com cerca de 5 a 10% de água a pressão necessária será de cerca de 10 atmosferas. Abaixo deste horizonte, cuja importância é fundamentalmente para a gestão agronómica, atinge-se geralmente uma zona denominada encharcada ou saturada ou freática, onde a água preenche todos os espaços. A superfície desta zona conhecida como piezométrica está à pressão atmosférica nas áreas de infiltração. A presença de ar e de vapor de água nos poros do solo induz a um fenómeno particular de retenção de água à volta das partículas do

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solo. Cada um pode observar que a abertura duma vala ou de um poço permite atravessar uma zona onde nenhum escoamento ou exsudação são visíveis. O estudo das águas engloba a estimativa global do cálculo das suas reservas potenciais e a medida dos débitos dos principais cursos de água, em particular no momento das cheias. A precisão do cálculo das reservas potenciais de água depende da precisão das medidas dos cálculos das precipitações e a representatividade das médias calculadas dependerá da extensão das séries de medidas. Posteriormente as médias servirão de base ao estabelecimento das normas de gestão e possibilidades de utilização da água. Estima-se normalmente que, num clima temperado, uma série de registos contínuos de 25 anos, dará uma boa apreciação da média secular. O desenvolvimento e a gestão das redes pluviométricas constituem uma das operações primordiais à elaboração de todos os planos directores de desenvolvimento de uma região. Os valores dos débitos dos principais cursos de água são referenciados à unidade de superfície da bacia da encosta, cujos limites são as linhas de partilha das águas. Deste modo podem calcular-se as lâminas de água escoadas (E) por unidade de tempo, directamente comparáveis à alturas de precipitação (P) caídas durante o mesmo período. A diferença, P-E, representa o défice de escoamento. Este corresponde à quantidade de água que é restituída à atmosfera por evaporação a partir das superfícies de água livre ou por evapotranspiração apartir de um tapete vegetal. A água que se infiltra nos aquíferos vai aumentar o caudal das águas subterrâneas que representam 99% do total das águas continentais. Rios, ribeiros e lagos teriam uma existência efémera se as águas subterrâneas não viessem alimentar os seus débitos e níveis, fora dos períodos das chuvas. As águas representam pois um capital extremamente precioso que importa conhecer bem para poder gerir melhor. Entre as toalhas de água subterrânea, distinguem-se as toalhas livres cuja superfície permanece à pressão atmosférica e as toalhas cativas que são de certa forma condutas hidráulicas forçadas, entre terrenos impermeáveis. As toalhas cativas podem, após serem perfuradas, originar poços artesianos. A água de poços deste género pode frequentemente "jorrar" a mais de 30 ou 40 metros abaixo do solo em determinados sectores da África do Norte, por exemplo. Os cálculos efectuados a nível das águas subterrâneas mostram que a sua velocidade é reduzida: de apenas alguns decímetros por ano nas toalhas cativas profundas. Nas regiões de fortes inclinações atingem-se valores máximos de velocidade de alguns metros por dia. Estes parâmetros provêem da execução de ensaios de bombagem, feitos em furos. Nestes ensaios são medidas as velocidades de descida e subida do nível da toalha.

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Actualmente o estudo das águas subterrâneas é conduzido em três direcções fundamentais: 1) estudo das suas características hidráulicas; 2) modelização dos seus aquíferos e 3) identificação química e isotópica. As características hidráulicas dizem respeito ao aquífero (água + matriz porosa) são constítuidos pela permeabilidade e porosidade. A permeabilidade, é a aptidão do terreno para se deixar atravessar pela água sob o efeito da sua própria pressão. A porosidade eficaz, é constítuida pela parte do espaço entre os grãos onde a água pode circular e calcula-se a partir de amostras recolhidas no terreno. A modelização do aquífero pratica-se comparando o comportamento da água ao de uma corrente eléctrica através de resistências e capacidades ou matematicamente simulando situações diferentes até que as combinações dos parâmetros adoptados produzam os resultados das medições (na prática as variações da superfície piezométrica). A identificação química e isotópica das águas subterrâneas permitem ligar a sua história e a sua origem aos seus conteúdos em determinados iões e em isótopos. O aumento da relação dos iões magnésio/cálcio é considerado na maioria dos casos directamente ligado ao comprimento do percurso subterrâneo seguido pela água. Do mesmo modo, as águas com maior percurso nas regiões de componente argilosa perdem cálcio e enriquecem em potássio. Os isótopos procurados nas águas subterrâneas são em primeiro lugar os que entram na sua composição, isto é, os isótopos raros de oxigénio (18O) e de hidrogénio (2H, 3H). O oxigénio (18O) e o deutérium (hidrogénio pesado) (2H) são isótopos estáveis. Eles permitem conhecer a origem das águas, reflectindo em particular as condições climáticas (térmicas) no momento da sua infiltração. Por outro lado o Tritium (3H), isótopo radiactivo de hidrogénio de período vizinho de 12,4 anos, permite estimar os tempos de permanência das águas subterrâneas recentes e em particular daquelas que se infiltraram após o ínicio dos ensaios termonucleares na atmosfera (1952). Estes ensaios produziram um enriquecimento considerável das precipitações em Tritium a nível de toda a superfície terrestre (durante um mesmo intervalo de tempo=período). O carbono 14(14C) é um isótopo radiactivo do carbono originado na atmosfera pela irradiação cósmica, também utilizado na identificação isotópica da água. Passa para as águas subterrâneas através das plantas verdes que o absorvem a partir da atmosfera. Posteriormente as águas libertam uma parte nos solos e outra nas águas. Com um período radiactivo de 5 730 anos, o carbono 14 adapta-se bem ao estudo de ciclos subterrâneos longos e à individualização de águas seculares e milenares. Actualmente Institutos e Organismos especializados na pesquisa de água tendem cada vez mais para estudar as águas subterrâneas através do maior número possível de métodos independentes, a fim de precisar as suas condições de circulação e renovação. Com efeito, numa época onde as águas de superfície se tornam por vezes vulneráveis a uma multitude de agressões poluentes, o recurso às águas subterrâneas constituí uma garantia

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de qualidade suplementar por um tratamento minímo. Frequentemente a utilização da água subterrânea como complemento da água potável, representa um critério de desenvolvimento. Nas regiões áridas, onde as águas de superfície são quer efémeras quer salgadas, as águas subterrâneas representam o único suporte possível de vida. 1. - Alteração, Tipos de Alteração O material transportado pelos rios, glaciares e vento para o mar, experimenta alguns graus de alteração química ou física antes de começar a ser denudado ou erodido. A alteração representa o processo mais apropriado para observar o inicio da actuação e os efeitos dos processos exogénicos geomórficos sobre a superfície terrestre. Os geomorfologistas interessam-se pelos graus de intensidade diferentes com que os vários processos de alteração operam em função das condições ambientais e também pela natureza do material alterado por eles produzido. Uma atenção muito especial vai para a forma como a alteração origina formas de relevo específicas. Em contrapartida o interesse dos pedologistas na alteração reside na forma como a alteração origina solos com diferentes características, no abandono e no movimento dos nutrientes.

TIPOS DE ALTERAÇÃO

A alteração divide-se em alteração química, quando os seus processos envolvem reacções químicas e formação de novos minerais, e em alteração física quando os seus processos envolvem apenas mudanças físicas. A alteração pode definir-se como um reajuste das propriedades químicas, mineralógicas e físicas das rochas como resposta às condições ambientais presentes à superfície terrestre. Para algumas rochas ígneas e metamórficas, formadas a grandes profundidades e elevadas temperaturas e pressões, o reajuste pode involver a transformação completa dos seus constituintes mineralógicos. A alteração manifesta-se através de complexas interacções entre a litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera originando produtos alterados, produtos em solução e novos compostos minerais. A alteração física leva à fragmentação das rochas originais em partículas de menores dimensões. A maior parte do material produzido pela alteração é transportado pelos rios para o oceano, no entanto algum material dissolvido pode, posteriormente, ser reprecipitado ou reincorporado noutros minerais. A água representa um papel fundamental em todos os mecanismos de alteração química e também em menor percentagem na alteração física. A sua importância deve-se ao facto de ser um solvente polar e ao seu estado ionizado. Uma parte das moléculas de água é sempre

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decomposta em iões de hidrogénio (H+) e iões de hidroxilum (OH-) (estado conhecido como dissociação). A concentração de iões de H+ é conhecida e expressa como pH. O pH é defenido como um logarítmo negativo de base 10 da concentração em gramas por litro de H+. À temperatura normal de 25°C, existem 10-7g/l de H+ na água pura, originando valores neutros de pH iguais a 7. Baixos valores de pH indicam acidez (elevada concentração de iões H+) e elevados valores representam alcalinidade (baixas concentrações de iões H+). Este facto é importante ser considerado, na medida em que uma mudança de uma unidade no pH, representa uma mudança décupla na concentração dos iões de hidrogénio. A água pode entrar no solo e na rocha através dos poros interconectados existentes entre as partículas, simplesmente sob a acção da força da gravidade. Mas a gravidade não representa o único factor de controlo da distribuição e do movimento da água nas rochas e solo. Com efeito o mecanismo mais importante no controlo dos movimentos de mistura horizontais e verticais da água na direcção da superfície, é a sucção capilar. Esta afecta as películas de água aderentes às partículas do solo e das rochas. A sucção capilar e a força da gravidade influenciam, em conjunto, o movimento e a distribuição da água no solo e nas rochas e da interacção destes dois factores resultam quatro zonas de mistura (fig. 6.1). Abaixo do nível freático, os poros das rochas e do solo estão saturados, o movimento é controlado pela gravidade, estando a zona submetida à pressão hidrostáctica (pressão exercida pelo peso da água que está por cima). Acima desta zona, a sucção capilar desempenha um controlo adicional. Uma zona de saturação capilar imediatamente acima do nível de base e outra de mistura contínua de películas de água formando um sistema interconectado de películas capilares. Estas duas zonas caracterizadas por misturas de películas contínuas são normalmente referidas colectivamente como franja capilar, dependendo a sua profundidade da dimensão dos poros. Em materiais constituídos por partículas da dimensão granulométrica das areias esta profundidade é apenas de poucos milímetros, mas em materiais de dimensão granulométrica das argilas, nos quais os poros são de 1µm ou menos, pode ser de dez metros. 1.1 - Processos de alteração química A - Solução (ou dissolução), é um processo simples de alteração química mediante o qual, sob a acção da água como solvente, os minerais podem ser decompostos (dissolvidos). A dissolução do quartzo (forma cristalina da sílica) é um exemplo: SiO2 + H2O Si(OH)4 (sílica em solução, sílica ácida)

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Hidratação é a capacidade que alguns minerais têm para absorver a água na sua estrutura cristalina através de uma reacção reversível. Esta reacção pode ser ilustrada pela hidratação do óxido de ferro: 2Fe2O3 + 3H2O 2Fe2O3 . 3H2O

A hidratação é uma reacção importante a nível da alteração química, uma vez que, mediante a introdução de moléculas de água em profundidade nas estruturas cristalinas, ajuda a outros processos químicos. Hidrólise representa a reacção directa da água com outros compostos minerais. Este processo envolve a substituição, numa solução mineral, de catiões metálicos (os mais comuns K+, Na+, Ca2+ e Mg2+), por iões H+, e a combinação dos catiões substituídos com os iões hidroxilum (OH-). O efeito deste processo pode ser ilustrado pela colisão dos diferentes minerais na água pura. A reacção química, na qual os iões H+ ou OH- da água substituem os iões do mineral, é denominada de hidrólise. A reacção básica da hidrólise pode ser ilustrada pela alteração da albite (feldspato plagioclasico rico em sódio) em caolinite: 4Na AlSi3O8 + 6H2O Al4Si4O10(OH)8 + 8SiO2 + 4Na+ + 4OH-

albite água caolinite sílica iões dissolvidos de sodio e hidroxilum Notar que alguns Si são retidos na caolinite e que sódio é removido em solução. B - Carbonação. O ião bicarbonato (HCo3-) encontra-se quase sempre presente nas soluções

provenientes da alteração e representa na maioria das superfícies de água o anião mais abundante. Forma-se a partir da dissolução e dissociação do dióxido de carbono na água, mediante uma reacção reversível: H2O + CO2 H2Co3 H+ + HCo3-

ácido ião bicarbonato carbónico O dióxido de carbono é fixado a partir da atmosfera pela fotossíntese das plantas entrando no sistema de alteração através das raízes das plantas e da decomposição dos seus restos pelas bactérias. O dióxido de carbono é consequentemente abundante na atmosfera e

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nos solos, especialmente naqueles que são caracterizados por elevadas percentagens de actividade orgânica. Neste tipo de solos a sua percentagem atinge os 10%, contrastando com os 0.035% da atmosfera livre. A dissolução do dióxido de carbono dos precipitados origina uma fonte adicional de iões bicarbonato. A Carbonatação tem um papel importante sobretudo na alteração das rochas carbonatadas, uma vez que elas contêm normalmente percentagens elevadas de carbonato de cálcio. Este tipo de alteração química envolve reacções complexas e reversíveis do dióxido de carbono do solo ou da atmosfera com o ácido carbónico das águas naturais (fig. 6.6). Na alteração da calcite, metade do bicarbonato deriva da própria calcite: CaCo3 + H2O Ca2+ + 2HCo3-

Os factores que controlam a eficácia da solução carbonatada são complexos mas a temperatura desempenha um papel importante (fig. 6.7). Enquanto a intensidade da reacção química entre o ácido carbónico e a calcite aumenta, com a temperatura, tal como era de esperar, o equilibrio de solubilidade do dióxido de carbono diminui (a 20°C é apenas metade do que 0°C). Isto leva a que possam ser atingidas elevadas concentrações de ácido carbónico em regiões quentes, mesmo que a percentagem de produção de dióxido de carbono pela actividade orgânica em tais ambientes seja relativamente baixa. A mistura de águas saturadas com diferentes equilíbrios de solubilidade pode também originar alguma decomposição da calcite (Fig. 6.8). A concentração dos CaCo3 dissolvidos nas superfícies de água varia

consideravelmente. As águas tropicais encontram-se frequentemente supersaturadas em relação aos níveis de pH predominantes e às concentrações de equilíbrio do dióxido de carbono dissolvido. Isto sugere que a solução do carbonato em tais regiões pode ser controlada por outros componentes para além do ácido carbónico, desempenhando os ácidos orgânicos um papel fundamental. C - Oxidação e Redução. O Ferro é normalmente o principal constituinte da maioria das rochas mais comuns - quer formando minerais, quer incluído na rede cristalina de outros (biotite, augite e horneblenda). Mas para além do ferro, o titânio, manganês e o sulfureto podem também ser oxidados, originando óxidos e hidróxidos (4Fe2+ + 3O2 2Fe2O3) . A

tendência para a oxidação ou redução é indicada pelo potencial redox (Eh) do ambiente, este, é medido em unidades de millivolts (mv); valores positivos registam um potencial de oxidação e valores negativos um potencial de redução. Na maioria das superfícies de água o oxigénio encontra-se dissolvido em abundância e portanto o Eh é predominantemente positivo nos ambientes de alteração. A oxidação ocorre espontaneamente, ainda que não

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necessariamente rápida. O Eh varia também com o pH (fig. 6.9). Quando um qualquer destes minerais é químicamente alterado, o ferro é liberatdo sendo rapidamente oxidado passando de Fe2+ a Fe3+, se o oxigénio estiver presente. Tipicamente o resultado é o crescimento dum mineral amarelado a goetite, através da combinação da oxidação e hidratação ( incorporação da água na estrutura cristalina). Posteriormente a goetite pode ser desidratada (significa perder água) para dar hematite, um mineral vermelho. A intensidade destas cores nas rochas alteradas e nos solos, fornece indíces ao conhecimento da duração, intensidade e inícios de alteração. 1.2 - Produtos da alteração química A - Rególito Os processos de alteração química em conjunto com a alteração mecânica, produzem um manto de alteração ou rególito, o qual se diferencia em horizontes identificáveis, constiuindo um perfil de alteração. A espessura do manto de alteração, num ponto determinado, representa o balanço entre a percentagem da rocha alterada e a percentagem de material alterado removido pelos agentes de desnudação (fig. 6.10). As profundidades de alteração podem exceder 100m e atingir, excepcionalmente 300m ou mais. Os mantos de alteração espessos formam-se apenas em regiões onde o relevo local é minímo e onde as percentagens de erosão foram durante períodos longos reduzidas. Elevadas percentagens de alteração só constituem pré-requisitos para a formação de perfis de alteração espessos quando a percentagem de remoção do material alterado for suficientemente baixa. Esta observação é suportada pelo exemplo da plataforma russa. A ausência generalizada de mantos de alteração profundos em muitas regiões de relevo baixo e de latitudes médias de hemisfério norte pode provavelmente ser atribuída aos efeitos de desgaste produzidos pelos avanços repetidos dos glaciares do Pleistocénico. Nos trópicos húmidos, com temperaturas elevadas e precipitação abundante, o potencial de alteração química é grande sendo por isso de esperar perfis de alteração espessos. Contudo, como o manto de alteração se desenvolveu a profundidades de muitos metros, a velocidade do movimento da água diminui na frente de alteração levando a que o grau de alteração química seja mínimo nesta área. Este efeito é claramente evidente nas concentrações baixissímas e típicas dos solutos dos fluxos drenados por lixiviação a profundidades elevadas nos perfis de alteração, de regiões tropicais de humidade reduzida. O caso dos taludes das montanhas de regiões tropicais húmidas, é contudo substancialmente diferente aqui elevadas taxas de erosão conduzem a uma rápida remoção do material alterado, levando a que mantos de alteração profundos possam não chegar a desenvolver-se. Com efeito, se o actual grau de alteração elevado resultar da proximidade da

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frente de alteração (interface entre o material alterado e a rocha não alterada) à superfície e do movimento rápido do solo associado com água através do talude, o manto de alteração profundo não se origina. É necessário distinguir com cuidado entre taxas de alteração ligadas a parâmetros climáticos, e taxas de alteração actuais ligadas às condições das frentes de alteração. B - Formação de minerais secundários Os tipos e as percentagens dos vários minerais nos perfis de alteração são usualmente diferentes dos das rochas que os originaram. Alguns minerais parecem sobreviver mais ou menos inalterados, mesmo depois de terem sido objecto de alteração prolongada, enquanto que outros se decompõem rapidamente. Um estudo clássico de S. S. Goldich (1938) mostra uma variação consistente na estabilidade dos ambientes de alteração, dos minerais silicatados mais comuns que ocorrem nas rochas metamórficas e ígneas (fig. 6.12). A mineralogia do rególito, para além do quartzo que pode ser o último mineral a sobreviver após prolongada alteração na maioria dos ambientes, incluí a presença duma lista de minerais secundários (quadro 6.3). Estes formam-se pela decomposição dos minerais primários e pela incorporação de constituintes dissolvidos em novas formas minerais, dos quais os mais importantes são os minerais argilosos (quadro 6.3). Outros minerais secundários formados durante a alteração são os compostos de óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio e menos significantes o óxido de titânio, bem como amorfos ou sílica cristalina. Os minerais argilosos originados durante a alteração dependem da composição da água de circulação dos poros (especialmente da concentração de sílica dissolvida e da típica concentração de catiões), mineralogia da rocha, intensidade da lixiviação e das condições iniciais Eh-pH. A caolinite origina-se em ambientes caracterizados por intensa lixiviação. Condições extremas de lixiviação podem mesmo conduzir a uma remoção significante do ferro e da sílica e ao aparecimento de um resíduo rico em alumínio para formar o mineral de gibbsite. Nas áreas onde a lixiviação é apenas de intensidade moderada, os catiões libertados durante a alteração podem mover-se através do manto de alteração originando minerais argilosos como a illite e a esmectite. 1.3 - Factores de controlo da alteração química Existem fundamentalmente cinco factores que controlam o tipo e desenvolvimento da alteração do solo: clima, material inicial, topografia, actividade orgânica e tempo. Os factores que controlam a alteração química e evidentemente a alteração no seu todo podem ser encarados da mesma maneira. A Fig. 6.16 ilustra de que maneira os quatro factores ambientais influenciam as reacções termodinâmicas e dinâmicas da alteração, indicando as

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condições requeridas para obtenção de máximos de alteração. Estes factores operam nitidamente a diferentes escalas. Aparte dos ambientes "montane", onde os gradientes climatéricos são tipicamente "rígidos", o efeito das diferenças climatéricas na alteração tende a ser mais aparente a nível continental e à escala global. Várias tentativas têm sido feitas para produzir mapas mundiais indicando a distribuição dos diferentes produtos de alteração (fig. 6.17). Existem boas correlações entre as principais regiões climáticas e as zonas fundamentais de alteração, a correspondência começa a piorar nas áreas montanhosas onde os factores topográficos começam a ser predominantes, especialmente quando a profundidade de alteração é considerada; ainda que a fairly relação sistemática com o clima e a vegetação é evidente como uma consequência da variação da precipitação e temperatura (fig. 6.18); isto aplica-se apenas na ausência de um relevo importante. A temperatura representa um factor importante nas taxas de alteração química, com um efeito directo na velocidade das reacções químicas e indirecto através da influência nas taxas da actividade orgânica por isso a produção de dióxido de carbono no solo e de ácidos orgânicos, ambos componentes críticos da alteração química. Quando as temperaturas são elevadas e a precipitação abundante as taxas de alteração esperadas são potencialmente elevadas. A intensidade da lixiviação e mesmo a mineralogia dos depósitos alterados, é largamente função da temperatura, precipitação e drenagem. Como a mineralogia dos rególitos é influenciada pela mineralogia da rocha, os efeitos das variações de precipitação são mais evidentes na presença de abundante caolinite, gibbsite, ferro e hidróxidos de alumínio, como mostra a correlação positiva com a precipitação anual fundamental (fig. 6.19). A vegetação influência a alteração através da relação dos ácidos orgânicos e do suplemento de dióxido de carbono fornecido pelas águas dos solos. É importante considerar a presença conjunta destes factores na produção do litter. Existe uma variação enorme não apenas entre ecosistemas de desertos e florestas mas também entre ecosistemas de florestas temperadas, que apresentam uma distribuição típica de 0.1-0.3 x 106Kg Km-2 a-1 e de florestas com chuvas tropicais as quais produzem 0.4-1.3 x 106Kg Km-2 a-1. A actividade orgânica está estreitamente relacionada com o controlo climático, mas o tipo de vegetação varia também à escala local com os factores topográficos e propriedades do solo. A topografia também influência a alteração na medida em que influência o movimento da água através do rególito. As taxas de alteração e a intensidade da lixiviação dependem criticamente do total de água (throughput) e este é comparavelmente mais elevado nos escarpados, (taludes) bem drenados do que nos terrenos planos com fraca drenagem. Se a drenagem no rególito for eficiente e se processar durante muito tempo, pouca água permanecerá e como consequência as suas taxas de alteração serão reduzidas.

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Finalmente o factor tempo é importante devido ao facto da maioria das reacções químicas verificadas à superfície da terra se processarem a velocidades reduzidas. Existe sempre um lapso de tempo significativo entre o estabelecimento dum conjunto particular de condições nos ambientes de alteração e o ajuste das propriedades mineralógicas e físicas do rególito a essas condições. Consequentemente, os perfis de alteração raramente estão em total equilibrio com as condições ambientais, na maioria dos casos o ajuste dos mantos de alteração to long-term average conditions rather than to conditions at a specific-time. 1.2 - Alteração Física A alteração física está associada a dois tipos de processos: os que envolvem algum tipo de mudanças de volume da rocha propriamente dita e os que se relacionam com mudanças de volume a nível dos materiais introduzidos nos poros e fissuras da rocha. A - Mudanças de volume a nível das rochas As rochas intrusivas como o granito, formadas a profundidades ou localizadas abaixo de espessuras consideráveis de material experimentam um stress interno considerável devido às enormes pressões do peso do material. Quando os estratos que as cobrem são gradualmente removidos mais de mil metros de espessura, pela erosão, as rochas atingem a superfície. Como consequência a pressão diminui e as rochas sofrem uma expansão ou dilatação — (pressure release) a qual promove o aparecimento de juntas. Juntas são fracturas na rocha ao longo das quais não se observam ocorrência de movimentos. Geralmente as juntas desaparecem abaixo de profundidades de cerca de 50m, quando a espessura e a pressão das rochas de cobertura se torna elevada para que as elas se formem. As juntas raramente ocorrem isoladas, o normal é que ocorram formando um campo de juntas paralelas. A intercessão das juntas desempenha papel fundamental no modo como a rocha parte. Uma vez formadas, as juntas, representam as passagens pelas quais a água da chuva se infiltra na rocha, promovendo tanto a alteração física como a química. As juntas são fracturas pouco espassadas, desenvolvendo-se de um modo que dão a aparência à rocha de um baralho de cartas. Micro-fissuras, de escala menor, e juntas em conjunto com o sistema cristalino dos constituintes mineralógicos da rocha, representam as linhas de fraqueza ao longo das quais a exfoliação (the spalling off of thin sheets of rock) e desintegração granular (desagregação de cristais individuais ou partículas) podem ocorrer. Nalgumas rochas, tal como o granito, o aparecimento de degraus ou faces no lado do vale, com uma expansão lateral e uma dilatação muito importantes, pode originar a formação de domas de exfoliação.

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Termoclastia é um processo importante de alteração física, que consiste na fragmentação das rochas como resultado das mudanças de volume por elas experimentadas devido às expansões e contracções térmicas entre o dia e a noite. Hidratação processo de alteração física que consiste na absorção de água por parte de alguns minerais. É particularmente importante na presença de minerais argilosos, fundamentalmente do grupo da esmectite, que são capazes de absorver quantidades enormes de água nas suas estruturas cristalinas. Crioclastia, é o processo que ocorre apenas em regiões com gelo. Consiste na absorção de água por material de granulometria fina, tal como as argilas e que sob temperaturas da ordem dos 0°C são capazes de a manter sobre a forma de gelo. A estas temperaturas as moléculas dipolares da água gelada ordenam-se no sentido que uma força repulsiva dirigida para a parte superior dos poros. Na presença de poros largos esta força é insignificante, mas na presença de poros de pequenas dimensões, de material de granulometria fina, ela pode ser suficientemente forte para fracturar a rocha. É provável que a alteração química se associe a este processo, que apenas foi investigado a nível do material argiloso, e que parece restrito a tais litologias.

B - Variações de volume nos poros e fissuras das rochas No âmbito das variações de volume a nível dos poros e fissuras dois parâmetros fundamentais devem ser considerados: o efeito do crescimento e expansão dos cristais de gelo e sal e o stress induzido pela actividade biológica (conjunto da fauna e da flora). Os vermes ingerindo e excretando enormes volumes de solo exercem uma acção de mistura ou bioturbação que, nas partes húmidas dos continentes pode atingir mais de 5mm de profundidade anualmente. Nos climas tropicais e subtropicais a acção das termitas é considerável, levando ao movimento de enormes quantidades de solo. O crescimento e a penetração das raízes das plantas leva ao alargamento das fracturas incipientes das rochas, contribuindo significativamente para as fragmentar. As rochas podem também experimentar um enfraquecimento, relativamente reduzido, através da alteração química. Algumas raízes podem penetrar nas rochas a profundidades de vários metros estando normalmente este processo associado a outros mecanismos, particularmente crescimento de cristais de gelo. Alteração pela geada (Frost) A superfície superior dos solos, nos ambientes árticos e alpinos apresenta muitas vezes um pavimento constituído por fragmentos angulares de rochas conhecido por "felsenmeer" e

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atribuído à alteração pela geada. Este processo, referenciado também como "frost shattering"e "frost wedging", consiste na fragmentação da rocha ou de outros materiais sólidos, como resultado do stress induzido pelo congelamento da água. Sob condições ideais foi estimado que a formação do gelo podia exercer pressões máximas à volta de 200 MPa (at which point the freezing temperature is - 22°C), contudo é notável que este máximo de pressão teórico possa nunca ser atingido debaixo de condições naturais, not the least because it far exceeded the tensile strengh of most rocks (cerca de 25 MPa). Haloclastia A haloclastia envolve dois processos fundamentais: precipitação do sal nos poros, expansão dos critais de sal através da sua hidratação ou aquecimento (heating). Este processo é importante em ambientes áridos onde as taxas de evaporação são relativamente altas em relação às taxas de precipitações, levando a que as águas da superfície e dos solos fiquem saturadas em relação a uma variedade de sais. Embora frequentemente associado com climas quentes desérticos, os efeitos da haloclastia podem também ser observados em regiões áridas de elevadas latitudes tais como a Antárctida. Além disso, as elevadas salinidades registadas na água salgada, tornam o sal num importante agente de alteração nos ambientes costeiros. A eficácia da acção de alteração produzida pelos sais varia com a natureza dos sais em presença. Investigações laboratoriais indicaram o sulfato de sódio como o mais eficaz, devido possivelmente às suas variadas propriedades físicas. Em primeiro lugar, quando hidratado sofre um aumento de volume grande (de Na2So4 a Na2So4.10H2O). Em segundo lugar tem um elevado equilíbrio de

solubilidade, levando a que largas quantidades possam precipitar originando oa aumento do volume da solução. Em terceiro lugar, o equilíbrio de solubilidade, particularmente sensível à temperatura, atinge o máximo a 32.3°C. Este valor está englobado nas mudanças de temperatura diurna da maioria dos desertos quentes e as precipitações ocorrerem geralmente quando as temperaturas aumentam ou diminuem para um lado ou outro deste valor. Finalmente como a cristalização ocorre preferencialmente ao longo do eixo dum cristal simples, pode originar pressões elevadas no interior das fracturas das rochas. 1.3 - Litologia e formas de alteração A variação das propriedades físicas e mineralógicas das rochas podem influenciar a mineralogia dos produtos originados pela alteração, levando a que diferentes litologias originem formas de alteração distintas. Nas rochas carbonatadas onde uma enorme quantidade de produtos alterados é posta em solução, as formas de relevo originadas são bastante

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variadas. No entanto não devemos esquecer, que formas de relevo semelhantes se podem desenvolver em litologias diferentes das litologias carbonatadas.

A - Formas de relevo cársicas

A dissolução das rochas carbonatadas (calcários e dolomias) pela acção das águas meteóricas está na origem dum modelo particular de relevos, dos quais apenas uma parte é visivel à superfície: o carste. Foi numa região da Yougoslavia, o Krasc, onde estes modelos estavam bem caracterizados que carste foi definido. O termo carste é usado para descrever terrenos carbonatados caracterizados pela ausência ou raridade duma rede hidrográfica superficial organizada em virtude do seu sistema de fendas, fracturas e diaclases, reduzida cobertura de solo, abundantes depressões fechadas, e um sistema de circulação de água subterrânea bem desenvolvido. Calcário é definido como uma rocha que contém 50% ou mais de CaCo3, que ocorre,

geralmente sob a forma de calcite. Os outros minerais carbonatados são a aragonite (forma rara de carbonato de cálcio) e a dolomite (CaMg(Co3)2). As rochas nas quais o carbonato

duplo de cálcio e Magnésio ocorre em percentagens iguais ou superiores a 50% são denominadas dolomias. Carsificação é o termo que se utiliza para referir o processo que origina as formas de relevo cársicas. Pseudo carste utiliza-se apenas em formas de relevo morfologicamente semelhantes às dos terrenos calcários, mas encontradas em rochas não carbonatadas (nalgumas rochas siliciosas puras, sujeitas a uma alteração prolongada, a lenta dissolução do quartzo origina formas semelhantes às formas cársicas). Também existem outros casos, nos quais processos substancialmente diferentes podem originar topografias superficiais semelhantes aos verdadeiros carstes. O desenvolvimento duma drenagem interna, através da formação de tunéis, em terrenos vulcânicos constítui um bom exemplo. O desenvolvimento máximo das formas cársicas é apenas atingido quando os calcários são relativamente puros (mais de 80% de Co3Ca), muito espessos, mecânicamente fortes e maciços. Na Yogoslávia os

calcários são puros, as espessuras atingem mais de 4000m e a sua localização situa-se a mais de 2000 metros acima do nível do mar.

A.1 - Formas de pequena dimensão Lapies (=Karren) Termo que designa sulcos ou estrias mais ou menos profundos (até 1 metro) e estreitos com perfil em V ou em U, desenvolvidos nos calcários através da sua alteração química.

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Muitos factores influenciam a sua formação, mas provavelmente o mais importante seja a quase ausência de cobertura vegetal e de solo durante a sua formação. A litologia representa o segundo factor, uma vez que os lapies conhecem um enorme desenvolvimento quando em presença de calcários maciços e uniformes, mecanicamente fortes e impermeáveis nos quais exista um contacto rígido entre o solo e a rocha. O clima constitui o terceiro factor, em climas áridos por exemplo a quantidade de água superficial é insuficiente. Finalmente o tempo representa o último factor com importância no desenvolvimento das lapies. Em alguns locais, como no Planalto de S. Mamede e no de Sto. António os lapies estão preenchidos por terra-rossa, que no entanto não impede que os calcários evoluam, uma vez que a água continua a circular neles.

A.2 - Formas de maiores dimensões Dolina São depressões fechadas de forma mais ou menos circulares, podendo ser também elipticas ou nitidamente alongadas, com contornos sinuosos mas não angulosos cuja dimensão varia em mais de 100m de profundidade e 1000m de largura. O fundo pode estar coberto por uma camada argilosa de descalcificação, de côr avermelhada, que recebe o nome de terra rossa. As dolinas são normalmente consideradas como a forma fundamental do relevo cársico e são de dimensão e morfologia variada. De acordo com a sua origem existem duas classificações. A primeira classificação considera as dolinas divididas em: dolinas de colapso, solução subsidência, carste subjacente a dolinas de colapso e dolinas aluviais. Na segunda podem distinguir-se três tipos: 1- dolinas em concha: circulares, pouco profundas, com vertentes pouco inclinadas e atapetadas de terra-rossa (ex: calcários margosos do lusitaniano e Dogger); 2- dolinas em celha: geralmente circulares, por vezes elipticas, paredes rochosas abruptas e fundo com terra-rossa (ex: calcários duros do Bajociano e Batoniano); 3- dolinas dissimétricas: quando uma vertentes é do tipo celha e outra é do tipo concha (calcários do Dogger e lusitaniano). Nos climas temperados, as vertentes das dolinas normalmente atiingem declives da ordem de 20° a 30°, e a relação entre a profundidade e a largura pode ser considerada na proporção de 1.3. Uvala Depressões com contornos sinuosos, de maior amplitude que as dolinas. O desenvolvimento das dolinas, especialmente o das dolinas de solução, pode levar ao estreitamento das divisões entre elas, promovendo a coalescência de várias delas e originando a uvala.

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Vales secos São formas originadas pela alteração normal a qual se junta a água que se infiltra nos calcários. Nos vales com exsurgências intermitentes a sua evolução é fluvio-cársica, nos destituídos delas, mas de grande declive, a água, que escarpa parcialmente a uma infiltração imediata, trabalha-os mecanicamente, mercê da elevada inclinação. Vales em canhão Este tipo de vales apresenta as vertentes abruptas e o fundo, em forma de caleira, aplanado. Resultam da acção da dissolução nas vertentes e da erosão fluvial no fundo. Cones cársicos São protuberâncias cônicas, arredondadas localizadas nas linhas divisórias das depressões (dolinas). A altitude destas formas pode variar de alguns metros a centenas e o volume dos mesmos oscila entre limites muito amplos. Os exemplos mais caracteristicos encontram-se no Sul da China e no Vietname. Nalgumas regiões de climas tropicais húmidos estas elevações residuais, têm uma forma de pináculo cortante/afiada característica. São denominadas neste caso por pináculos cársicos (exemplo a Norte de Belo Horizonte no Brasil). Poljé Enormes depressões planas cuja dimensão ultrapassa os 200 Km2. Os fundos dos poljés originam bacias niveladas, cobertas por aluviões e terra rossa de côr vermelha ou amarela rica em silica móvel e capaz de guardar humidade. Muitas vezes os fundos são percorridos por ribeiras. Um ou mais lados da depressão pode apresentar inclinações superiores a 30°. Normalmente o poljé é atravessado por um curso de água que não desemboca numa garganta subaérea, mas em uma caverna. A fenda ou ruptura que faz a ligação entre o curso de água do poljé e o interior do maciço calcário denomina-se ponor. Quando o nível freático se encontra a grandes propundidades, o rio pode desaparecer antes de atingir o ponor, mormente na estação seca; ao contrário, se o lençol freático atinge a superfície, o ponor pode inclusivé funcionar inversamente, como uma fonte e o poljé apresentar partes inundadas. A função dos ponors é então de regulador de água. Muitos dos lagos observados nestas amplas superfícies cársicas têm essa origem. O fundo dos poljé pode também apresentar ilhotas rochosas conhecidas por hum e não se encontrar totalmente coberto por terra-rossa, oferecendo um relevo de lapiaz e dolinas. A origem da formação dos poljés foi durante muito tempo encarada como resultante final do desenvolvimento do alargamento de depressões inicialmente relacionadas com dolinas. Actualmente a sua

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formação é vista com uma maior incidência em processos de controlo estrutural em virtude de muitos poljés se encontrarem alinhados com direcções estruturais representadas por eixos de dobras, falhas, junção entre calcários e rochas não carbonatadas e entre calcários com camadas impermeáveis. Cavernas As cavernas podem ser definidas como um leito natural subterrâneo e vazio, que se estende vertical e horizontalmente e apresenta um ou mais níveis. Actualmente podem estar ou não ocupadas por rios. A sua formação está ligada com o movimento da água, com quantidades enormes de dióxido de carbono, através das fracturas e depressões do calcário. A rocha vai-se dissolvendo, sendo o movimento da água nos calcários controlado pelas variações litológicas e pelas linhas de falhas e de fractura. No que respeita à circulação da água subterrânea distinguem-se três zonas de circulação no interior do relevo cársico: - a zona vadosa, superior, onde a água de infiltração transita rapidamente e verticalmente na direcção das toalhas profundas. É uma zona onde a água circula livremente e que jamais se encontra inundada; - zona epifreática, intermédia, na qual se efectua uma circulação sub-horizontal rápida, por parte das ribeiras subterrâneas, que transportam tudo o que a toalha profunda não pode absorver; - zona freática, inferior, onde a água circula sob pressão hidrostática, lentamente, servindo-se de uma rede difusa de fissuras estreitas e profundas, permanentemente inundadas. Nesta zona, a duração do trajecto das águas pode atingir 15.000 anos nas grandes redes, onde a zona inundada é espessa. Neste conjunto, grutas e avens não representam senão uma pequena parte das condutas de que a água se serve e que na maioria dos casos são muito pequenas e inacessíveis ao espeólogo. Nas cavernas de menores dimensões ocorrem ao longo de linhas de maior fraqueza, sendo o desenho ou lineamento apresentado por estas formas pelas diaclases e planos de estratificação. Algares (avens) Poços ou abismos naturais mais ou menos profundos que representam níveis de base locais. Por vezes as dolinas e os algares têm relação estreita: a dissolução superficial é facilitada pela existência de cavidades subterrâneas que permitem, a infiltração da água, o seu afluxo e refluxo. Carste

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Planaltos calcários com lapiaz, dolinas e grutas, sem circulação de água superficial, mas conservando os seus antigos talvegues. A zona ocidental de Cascais representa um exemplo dum carste cretácico pouco profundo e o Maciço de Porto de Mós um exemplo dum carste profundo. No carste de Cascais a dessecação das redes hidrográficas da parte ocidental estende-se para oriente. Os níveis aquíferos assentam em camadas margosas e são retidos pelas águas do mar, alcançadas pelos poços alimentando ressurgências em alguns vales ao longo do litoral. Causse Planalto semelhante ao carste, mas cortado por vales profundos. Apresenta lapiaz, dolinas e mesmo poljé. A circulação da água é superfícial e mais ou menos regular.

B - Outras formas de alteração Muitos ambientes apresentam exposições de rochas lisas e usadas que são interpretadas como resultantes da alteração diferencial do substrato e da remoção dos restos de material alterado pelos processos que actuam a nível dos taludes. Tors São constituídos por todas as rochas expostas a superfície que circundam a totalidade dos taludes. São particularmente comuns em rochas cristalinas, mas também ocorrem em outras litologias resistentes, tais como os quartzitos e alguns arenitos. Alguns investigadores observaram que profundidade de alteração constituí um pré-requesito para o desenvolvimento dos tors com uma fase de alteração química preferencialmente centrada ao longo das juntas. Regatos (Rill), puratos (pits) e cavernas Todas as rochas expostas à superfície apresentam superfícies superiores irregulares, as quais parecem relacionar-se com efeitos da alteração. Encontram-se praticamente em todos os tipos de rochas e de climas, mas em virtude da extensão das rochas alteradas, são mais visíveis em climas áridos e semi-áridos. O mecanismo responsável pela sua formação é mal conhecido, no entanto parece que incluí uma haloclastia, hidratação despedaçante, termoclastia e uma gelifracção. Favo de mel (Honeycomb) Os favos de mel consistem em numerosos e pequenos buracos, de poucos milimetros ou centrímetros de largura e profundidade, localizados na superfície superior das rochas. A forma de favo de mel é originada pela coalescência dos buracos.

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Tafori São traços enormes, com dimensões de muitos metros, dispostos em degraus com faces lisas. 1.4 - Duricrusts Os Duricrusts são constituídos por níveis duros formados na zona de alteração, ou perto, sendo a sua superfície consequência da acumulação total ou parcial de determinados componentes através de substituição ou cimentação de rochas pré-existentes, solo, materiais alterados ou depósitos inconsolidados. Os componentes mais importantes na formação das crostas são os óxidos e hidróxidos de ferro, o alumínio, sílica, e carbonato de cálcio e gesso. A espessura das crostas pode atingir mais de 50m, mas a espessura mais comum é a de 1 a 10m. As crostas ferruginosas, carbonatadas e especialmente as siliciosas podem apresentar durezas extremamente elevadas, especialmente quando se situam acima de materiais menos resistentes. As crostas de ferro, alumínio, calcário e silicio são denominadas respectivamente por: ferricrete, alcrete, calcrete e silcrete. As crostas siliciosas são normalmente constituídas por mais de 95% SiO2, encontram normalmente em climas húmidos e tropicais áridos. São

particularmente relevantes na parte central da Austrália e no SE e NE de África. Em alguns casos ocorrem, em perfis de alteração, associadas com ferricretes, às quais em regiões mais áridas se podem juntar as calcretas. As calcretas têm normalmente cerca de 80% de CaCo3, e

localizam-se em áreas com precipitação anual de 200 a 600mm. Revestem uma parte importante da superfície das zonas semiáridas, estimando-se que 13% da área do globo as apresente. As crostas de gesso, gypcretes, apresentam distribuição mais limitada, parecendo estar confinadas a regiões muito áridas com precipitações abaixo de 250mm/ano. O conteúdo em gesso (CaSo4.2H2O) destas crostas é bastante variável, mas pode excepcionalmente atingir

95%. A espessura das gypcretas pode atingir 5m, no entanto fica francamente abaixo da espessura dos outros tipos de crostas. O termo laterito é utilizado para descrever depósitos de alteração ricos em ferro e alumínio. O termo bauxito refere-se a depósitos de alteração contendo concentrações exploráveis economicamente de alumínio. Muitos lateritos e bauxitos, são, contudo, materiais relativamente frágeis.

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2. - Vertentes: processos e formas As vertentes constituem o elemento básico dos relevos de superfície e, por isso, não é de estranhar que tenham desde à muito constituído um ponto importante a nível do estudo das formas de relevo. Em sentido amplo, e sem qualquer conotação genética ou locacional vertente significa superfície inclinada, não horizontal. Numa definição mais precisa vertente é uma forma tridimensional, modelada pelos processos de denudação, actuantes no passado e/ou no presente, que representa a conexão dinâmica entre o interflúvio e o fundo do vale. Quanto à sua localização as vertentes podem ser subaéreas ou submarinas, podendo resultar da influência de qualquer dos processos que actuam à superfície. Neste sentido amplo, as vertentes abrangem todos os elementos que compõem a superfície terrestre, sendo formadas por uma ampla variedade de condições internas e externas. Quanto à sua origem as vertentes podem ser: — vertentes endogenéticas quando formadas pelos processos originados no interior da terra (orogenia, epirogenese e vulcanismo). Cada um destes processos modifica a posição altimétrica e a orientação das vertentes preexistentes, pode igualmente originar vertentes inteiramente novas. — vertentes exogenéticas quando resultam da acção dos processos que têm origem na superfície terrestre, ou próximo dela, sendo controlados pelos factores externos. Os processos exógenéticos (alteração, erosão, ablação, transporte e deposição) tendem a reduzir a paisagem terrestre a um determinado nível de base (o principal é o nível do mar). Os processos acumulativos do nivelamento das paisagens são denominados de gradação, envolvem o rebaixamento de áreas pela degradação e o entulhamento de outras por agradação. Da interacção dos processos endogenéticos e exogenéticos resultam as formas da superfície terrestre, continentais e oceânicas. O estudo das vertentes engloba a análise da acção dos vários processos, responsáveis pela formação e pela remoção do material detritíco, e pelas formas produzidas. Dois tipos fundamentais de materiais podem ser distinguidos: rocha e solo. No âmbito deste estudo, como apenas as propriedades mecânicas são relevantes para o comportamento dos materiais da vertente, rocha e solo serão definidos neste contexto específico. Rocha é dura, coerente e compreende partículas ou cristais individuais. É discontínua uma vez que se encontra fragmentada em extensões menores ou maiores, de acordo com as diaclases, juntas e fracturas, Contudo este carácter discontinuo não representa nenhum enfraquecimento significativo quando a rocha se encontra saturada com água.

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Solo (ou rególito) é fraco, incoerente e constituído por materiais inconsolidados que formam uma massa contínua, na qual as fissuras e juntas estão ausentes, mas que quando saturado de água se encontra adicionalmente enfraquecido. Talude é um tipo particular de vertentes nos quais os materiais inconsolidados, maioritariamente constituídos por fragmentos de rochas foram transportados ao longo delas e são depositados no seu interior. 2.1 - Processos morfogenéticos Os processos morfogenéticos são os responsáveis pela esculturação das formas de relevo, representando a acção da dinâmica externa sobre as vertentes. Os processos não agem em separado, mas em conjunto, com um desenvolvimento e eficácia variadas, de acordo com o meio no qual agem. Razão pela qual é possível distinguir vários sistemas morfogenéticos e regiões morfogenéticas. Considerando os processos morfogenéticos isoladamente, distinguem-se quatro categorias com importância a nível da morfogenese do modelado terrestre: alteração, transporte, a acção da chuva e a acção biológica. A - Alteração ou Intemperismo Fase que representa os pré-requisitos necessários à produção dos materiais a serem erodidos ao londo das vertentes. Pode ser química e física (capítulo anterior). B - Modalidades de transporte de massas (rególito) ao longo das vertentes O transporte ao longo das vertentes engloba todos os movimentos gravitacionais que promovem o movimento de partículas ou partes do rególito ao longo da encosta. Implicitamente considera-se que a gravidade é a única força importante e que nenhum outro processo estará envolvido, como o vento, água em movimento, gelo e lava em fusão. A realidade mostra que muitos factores para além da gravidade, actuam a nível das vertentes (quadro 7.4, pg. 168). A presença da água, por exemplo, reduzindo o coeficiente de fricção entre as partículas e aumentando o peso da massa intemporizada pelo preenchimento dos entre os poros, exerce uma função importante no movimento do rególito. O gelo pode também lubrificar e aumentar o peso dos fragmentos rochosos, acelerando o movimento do rególito. Existem algumas tentativas para classificar os diferentes tipos de movimentos de massas, nove são aceites universalmente. Aqui identificaremos apenas seis tipos fundamentais de movimentos: arraste (rastejo, reptação, creep), fluxo (solifluxão, flow), deslizamento (slide),

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elevação (heave), queda (fall) e subsidência. Cada um deles divide-se em formas mais específicas de movimentos de massas (quadro 7.5, pg. 16a). B.1 - Arraste Corresponde a um movimento lento e imperceptível dos vários horizontes do solo. Trata-se duma deformação plástica e lenta da rocha ou solo originada como resposta ao stress criado pelo peso da sobrecarga e iniciada quando o campo do stress do material da vertente for excedido. Nas rochas este campo de stress pode localizar-se a centenas de metros abaixo da superfície. A velocidade do arraste é lenta, normalmente é de 1mm a 10m ano, no entanto torna-se especialmente activa quando materiais fragéis, tais como as argilas, estão cobertas por camadas mais competentes. A velocidade é maior à superfície, diminuindo gradualmente com a profundidade até desaparecer; o movimento torna-se incapaz de desgastar ou causar abrasão nas rochas soterradas quando a velocidade é nula. B.2 - Fluxos São movimentos do rególito muito semelhantes à solifluxão. A diferença é que são mais rápidos e atingem áreas maiores. Distinguem-se do arraste pelos seus limites discretos ou pelas suas zonas periféricas sujeitas a corte serem estreitas. O corte é máximo na base do fluxo sendo os fluxos de terra os mais comuns. Originam-se normalmente quando uma camada de argila se encontra coberta por areia e existe no meio abundante água. A argila, apesar de saturada é estável, a não ser que seja perturbada por choques explosivos, tais como terramotos ou carga artificial excessiva. Nestes casos as ligações tênues entre as partículas argilosas e a água são quebradas, liquefazendo-se a massa espontaneamente. Existem várias categorias de fluxos: avalanches, debris flows e arthflows ou mudflows, dependendo da natureza e dimensão do material: neve e gelo, fragmento de rochas, materail de granulometria das areias ou das argilas (fig. 7.6, pg. 171). As avalanches são fluxos de massas mais rápidos que se conhecem, movimentando enormes volumes de materiais. As avalanches podem ser constituídas inteiramente por gelo e neve até às formadas predominantemente por fragmentos rochosos. A avalanche, de um modo geral, começa com a queda livre de uma massa rochosa ou de gelo, pulverizada no impacto, deslocando-se a grandes velocidades, em virtude da fluidez adquirida pela pressão do ar aquecido e da água retida no interior da sua massa. Duas avalanches catastróficas, ambas provocadas por tremores de terra, tiveram lugar a partir do pico da montanha de Huascaran nos Andes peruanos em 1962 e 1970. Em 1962 a avalanche movimentou 3 milhões de toneladas de gelo e 9 milhões de toneladas de rocha a uma distância de 20km e da qual

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resultou, segundo as estimativas oficiais, a morte de 3.500 pessoas. A segunda avalanche, em 1970, com um percurso inicial igual ao da avalanche de 1962, durante 16km, e com uma velocidade de cerca de 300km/hora , a partir duma altura de 300 metros, lançou num movimento turbulento fragmentos de rochas e de gelo sobre a cidade de Yungay que ficou completamente soterrada. Nesta ocasião as estimativas oficiais apontavam para a morte de 40.000 pessoas. Felizmente as avalanches espectaculares não estão muito difundidas, elas estão largamente confinadas a terrenos com relevo local elevado, vertentes em degraus e cinturas orogénicas activas. Os deslizamentos (slides) (fig. 7.10 e 7.9, pg. 172) são movimentos bruscos de material sólido executados ao longo duma superfície de ruptura bem definida e geralmente saturada de água. As rupturas podem ter características diversas, mas correspondem sempre a níveis de deslizamento ou ruptura impermeáveis, constituídos por uma rocha sã ou por um horizonte do rególito que possua maior quantidade de elementos finos, siltes ou argilas, facilitando que o limite de plasticidade e de fluidez sejam mais rapidamente excedidos (limites de Atterberg) em virtude da infiltração da água nas formações permeáveis sobrejacentes, alvo de deslizamentos. Os deslizamentos podem ser rotacionais quando o plano de corte é concavo para a parte superior, translacionais quando predominam superfícies de corte planas e laminares (sheet-slides). Os deslizamentos rotacionais são mais comuns em materiais espessos e homogéneos, tal como as argilas. Estes tipo de deslizamento não é comum na região de Lisboa, apenas foi identificado na vertente oriental do rio Trancão, junto à abertura cataclinal da costeira Lousa-Bucelas (J. L. Zezere, 1988). Os deslizamentos rotacionais ou slumps apresentam um plano de ruptura curvo e envolvem uma rotação que origina declives fortes, compreendidos entre 15° e 30°. A massa deslizada encontra-se, geralmente, inclinada contra a vertente. Os slumps ocorrem, normalmente, em formações homogéneas e isotrópicas (vertente da margem esquerda do vale do rio Trancão). Os deslizamentos translacionais são movimentos de massas que fectam o substrato rochoso. Ocorrem quando há alternância de camadas com permeabilidade distinta, correspondendo o plano de deslizamento ao contacto entre os níveis de rochas permeáveis que afloram a superfície e os níveis de rochas impermeáveis subjacentes. Os deslizamentos translacionais apenas ocorrem quando existe concordância entre o declive das vertentes e o sentido de inclinação dos afloramentos rochosos. Normalmente, o valor da inclinação das camadas corresponde ao declive máximo a que a vertente se encontra permanentemente estável. Os declives das vertentes onde ocorre este tipo de deslizamento podem ser moderados a fortes (5° a 25°). Os deslizamentos translacionais representam os movimentos de massas de

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maior importância ocorridos na região a Norte de Lisboa (vale do rio Trancão, vertente oriental do vale da Ribeira de Fanhões,...) Os deslizamentos laminares são movimentos de massas superficiais que afectam exclusivamente os depósitos de revestimentos das vertentes. A espessura do material envolvido é geralmente reduzida, nunca superior a 2-3 metros, no entanto, este tipo de deslizamentos pode afectar extensas áreas a nível das vertentes. Normalmente as vertentes onde estes movimentos atingem um maior desenvolvimento apresentam declives moderados a fortes (>15°), são regularizadas por escombreiras e depósitos de solifluxão que fossilizam um substrato rochoso relativamente impermeável. A superfície de ruptura ou plano de deslizamento localiza-se sempre no contacto entre os depósitos de cobertura e o substrato rochoso impermeável. Os deslizamentos laminares estão bem representados na área a Norte de Lisboa (vertente do Vale do rio Trancão...). Dois factores parecem influenciar os deslizamentos: estação chuvosa prolongada e declives acentuados nas vertentes. Por vezes os deslizamentos podem assumir aspectos catastróficos. Provavelmente o deslizamento mais extenso da terra é o de saidmarreh no SW do Irão. Neste deslizamento uma massa de calcários de cerca de 15km de comprimento, por 5km de largura e 300 metros de espessura deslizou sobre uma alternância de margas e calcários que apresentavam ângulos de declive da ordem dos 20°. A componente inicial do movimento tinha apenas cerca de 1000 metros, mas o deslizamento atravessou uma distância de mais de 18km, executando na estrada uma prega de 800 metros de altura. Os depósitos encontram-se grosseiramente estratificados, indicando que o movimento não foi predominantemente um movimento turbulento de avalanche. B.3 - Elevações (heave)

No movimento tipo elevação os materiais do talude são submetidos a ciclos de expansões e contracções. De acordo com a dimensão das partículas envolvidas, dois tipos de movimento podem ser individualizados: arraste de solo e arraste de talude. No arraste de talude o material é grosseiro e as contracções e expansões são causadas pela hidratação e evaporação pelo gelo e degelo, mudanças de temperatura e actividade orgânica (vermes,...). B.4 - Quedas (fig. 7.11, pg. 173) São deslocamentos rápidos de rochas sólidas, blocos isolados ou mais raramente de solos a partir de cornijas. As rochas começam a ser fragmentadas através da alteração física, sendo os fragmentos originados, rapidamente removidos sob a acção da gravidade. Os blocos movimentam-se a grandes velocidades e em queda livre. A maior distância percorrida pelos

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blocos é ao longo das vertentes, depois os blocos deslocam-se mais lentamente, quer rolando sobre si próprios quer deslizando sobre uma das suas faces mais amplas. Todas as vertentes afectadas por este processo de desabamento apresentam uma cornija quer no topo (Lousã-Bucelas, Alto das Toracas, Alto da Peça e topo de Fanhões) quer numa posição intermédia onde assume a forma duma importante ruptura de declive a meia-vertente (vale oriental do rio Trancão e margem esquerda da ribeira de Oliveiras). As cornijas de rocha dura representam a fonte de alimentação dos desabamentos. As vertentes afectadas por desabamentos apresentam declives acentuados, quase sempre superiores a 20° e nalguns casos excedem mesmo os 30° (sectores do vale do rio Trancão). As quedas de blocos são um fenómeno comum em terrenos caracterizados por grandes altitudes, vertentes e elevações. As falésias do litoral, as margens fluviais, muitos cortes de estradas e caminhos de ferro constituem bons exemplos. B.5 - Subsidência A subsidência pode ocorrer como um colapso mais ou menos instantâneo de material no interior de uma caverna ou no interior dum tipo qualquer de cavidade, ou então como um abaixamento progressivo da superfície subterrânea (settlement). As cavidades de colapso estão largamente confinadas aos terrenos carbonatados onde ocasionalmente os tectos das cavidades subterraneas podem colapsar. As cavidades de colapso podem também acorrer como consequência da actividade humana, como no caso das minas, e mais raramente na presença de galerias no interior terrenos vulcânicos. Finalmente os assentamentos podem ocorrer em materiais insuficientemente compactados, onde a diminuição do seu volume se faça pela adição de água (hidrocompactação) ou por vibrações tais como as geradas por sismos. C - Processo morfogenético pluvial (fig. 7.14, pg. 176) Este processo é dos mais generalizados e importantes na esculturação das vertentes e nele se distinguem a acção mecânica das gotas de água e o escoamento pluvial. O primeiro impacto erosivo das partículas dos solos é devido à acção mecânica das gotas de chuva, que levam ao seu arranque e deslocamento. Esta acção é exercida pela energia cinética das gotas, variável de acordo com a dimensão e a velocidade das mesmas. Geralmente, as gotas atingem a velocidade terminal, independentemente do seu diâmetro, quando a distância percorrida ultrapassa oito metros (T. 2.1, 30). Os dados referidos no quadro dizem respeito a gotas de chuva particulares. Para se calcular a energia cinética duma

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chuva é necessário conhecer o formato das suas gotas e respectiva quantidade e a quantidade de água precipitada. O poder erosivo das gotas de chuva depende também da natureza e do estado físico dos materiais que afloram nas vertentes, nomeadamente solos e/ou depósitos superficiais. As características da cobertura vegetal constituem outro importante factor que condiciona este tipo de erosão. O principal efeito das gotas de chuva consiste na degradação geral dos solos e dos depósitos que revestem as vertentes. Com efeito, o impacto causado pelas gotas de chuva na superfície (splash), tem como primeira consequência a destruição dos agregados das formações superficiais, ou seja, a preparação do material para o transporte a efectuar pelas águas de escorrência. A queda das gotas de chuva origina também a redisposição das partículas finas, por intermédio de processos de saltação e arraste e de força igual em todas as direcções em que salte. No processo de saltação as partículas tanto podem ser atiradas a jusante como a montante, de acordo a posição frente ao impacto da gota que as atinge. Neste movimento inconstante não existe adição imediata dos efeitos de montante para jusante, embora o saldo, no conjunto, seja positivo na direcção jusante. As areias finas são mais susceptiveis de serem transportadas pela saltitação, podendo alcançar 150 metros de distância, enquanto que as partículas de 2mm apenas atingem 40cm e de 4mm apenas 20cm de distância. Se individualmente a acção mecânica promove o transporte das partículas a pequenas distâncias, no conjunto, este processo torna-se responsável pelo remanuseamento de grande quantidade de solo da superfície. Nas vertentes inclinadas, as partículas dirigidas a jusante atingem uma distância maior do que a das partículas dirigidas para montante e, sendo constantemente retomadas, sofrem deslocamentos do topo para o sopé das vertentes. Embora seja difícil precisar a quantidade de material levado das vertentes pela saltitação, há elementos relativos ao volume do material movimentado pelas gotas. W.D. Ellison calcula que uma precipitação de 100mm pode movimentar mais de 300 toneladas de solo por hectare e G.R. Free observou que uma precipitação de 25mm provocou o deslocamento de 15t/ha. Através dos mecanismos de saltação e arraste os pequenos elementos mobilizados preenchem os espaços vazios existentes entre as partículas de maiores dimensões, reduzindo a infiltração da água em profundidade (impermeabilização das formações superficiais) e contribuindo para o aumento da escorrência superficial. O impacto da chuva constituí a primeira fase da morfogénese pluvial, no entanto a sua influência directa é relativamente efémera. O processo de transporte mais importante é executado pelo escoamento pluvial, que surge no momento em que a quantidade de água precipitada é maior do que a velociadade de infiltração. No escomento pluvial há que distinguir dois tipos: o escoamento pluvial difuso e o concentrado ou de enxurradas. No difuso as águas escorrem sem hierarquia e fixação

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dos seus leitos, dispersando-se em múltiplos fios de água instáveis e anastomosados que não inscrevem formas vigorosas e duráveis nos terrenos. No segundo tipo as águas concentram-se, fixam o seu leito e adquirem maior competência erosiva. Deixando sulcos sensíveis na superfície topográfica, conhecidos como ravinas. Nas áreas argilosas de algumas regiões secas, como no oeste dos Estados Unidos, as ravinas assumem densidades muito elevadas, caracterizando um tipo de relevo conhecido por badlands. O escoamento difuso actua quer em campos cultivados, quer em parcelas incultas e, em condições particulares, pode assegurar uma ablação de grande eficácia nas vertentes. As áreas atingidas pela escorrência difusa caracterizam-se, todas elas, pela existência de um coberto vegetal esparso, descontínuo, constituído essencialmente por plantas rasteiras. A escorrência difusa comporta-se como um agente selectivo, transportando, preferencialmente, elementos finos até à dimensão das areias. Os materiais transportados acumulam-se, quer na base das vertentes, quer a montante de rupturas de declive, levando ao rebaixamento da superfície topográfica, observável pelo desenraizamento das plantas e descaimento dos arbustos. A acção do rill-wash traduz-se no ravinamento das vertentes e consiste na abertura de pequenos entalhes sensivelmente paralelos às linhas de maior declive. Na região de Lisboa as ranhuras têm profundidades máximas de 30cm e a sua largura raramente excede 10cm. O escoamento concentrado está representado nos barrancos e valeiros actuais de fundo em V, afluentes dos principais cursos de água, com grande actividade ocasional, na região de Lisboa (rio Trancão, rio de Lousã e ribeiras de Fanhões, Casainhos e de Pinheiro de Loures). O transporte efectuado pelo escoamento pluvial afecta as partículas deslocadas pelo impacto directo das gotas da chuva e as erodidas directamente pelo escoamento, através do solapamento das suas margens. A velocidade das águas e a rugosidade da superfície ocasionam o turbilhonamento, colocando em suspensão as partículas mais finas. Esta categoria de partículas é transportada até aos riachos, ou até cessar o escoamento do filete de água. As partículas mais grosseiras são arrastadas pela corrente, quando o movimento ascencional do turbilhonamento atingir valor elevado. Esse movimento é intermitente e o deslocamento dos grãos é feito por saltação, através de saltos constantes que os transportam sempre na direcção jusante. O escoamento concentrado é característico das vertentes desprovidas de vegetação. Na presença de cobertura vegetal, sobretudo sob a cobertura florestal, o escoamento difuso domina, e as possibilidades de ravinamento são diminutas.

D - A acção biológica A acção morfogenética dos seres vivos também está presente na modelação das vertentes.

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As plantas possuem dupla acção. Através das raízes provocam o deslocamento de partículas, aumentam a permeabilidade do solo, intensificam as acções bioquímicas e retiram nutrientes, conduzindo à função de desagregação e empobrecimento. Por outro lado, funcionam como camada interceptadora frente à acção mecânica das chuvas, como obstáculo ao escoamento pluvial e aos ventos,e, através do fornecimento de humus, desempenham uma acção de agregação dos solos. Quando se verifica a queda de árvores, de modo natural, ocorre movimentação constata-se a existência de movimentos de terra na superfície da encosta. A acção dos animais efectua-se através dos vermes, fuçadores, formigas e termitas. Os vermes (minhocas) existentes nas camadas superfíciais do solo, digerem a terra, promovendo a diminuição granulométrica das suas partículas. Os fuçadores, escavam tocas, que originam o deslocamento das partículas para jusante. As formigas, com presença generalizada, escavam galerias no solo, que facilitam a permeabilidade e infiltração da água, e removem partículas profundas para a superfície. As termitas constroem os seus formigueiros no solo, com materiais trazidos da profundidade. O material desagregado é facilmente carregado pela água. A influência morfogenética dos animais é mais activa do que a das plantas que é passiva. 2.2 - Forma das vertentes A descrição das vertentes pode fazer-se a partir de perfis ou de plantas, fornecendo esta descrição das informações básicas necessárias à caracterização de uma determinada área. A terminologia utilizada para descrever as diferentes partes que constituem as vertentes é assunto abordado por numerosos autores, sendo os principais termos utilizados os seguintes: — unidade de vertente, consiste num segmento ou num elemento; — segmento, parte do perfil da vertente no qual os ângulos permanecem aproximadamente constantes, conferindo-lhe um carácter rectilíneo; — elemento, porção da vertente na qual a curvatura permanece aproximadamente constante. Existe o elemento convexo, com curvatura positiva e com valores de ângulos progressivamente maiores em direcção jusante, e o elemento côncavo, com curvatura negativa e os com valores de ângulos diminuindo progressivamente para jusante; — convexidade; consiste no conjunto de todas as partes de um perfil de vertente, no qual não há diminuição dos ângulos em direcção a jusante; — concavidade, consiste no conjunto de todas as partes de um perfil de vertente no qual não há aumento dos ângulos em direcção a jusante;

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— sequência de vertente, é uma porção do perfil que consiste sucessivamente de uma convexidade, de um segmento com declividade maior do que o das unidades superior e inferior, e de uma concavidade. — ruptura de declive, consiste no ponto de passagem de uma unidade à outra. Max Derruan (1965) considera que o perfil típico de uma vertente apresenta uma convexidade no topo e uma concavidade na parte inferior, separadas por um simples ponto de inflexão ou por um segmento. Quando estas vertentes se encontram revestidas por um manto de detritos, com superfície lisa e sem ravinamentos, Derruan denomina-as de regulares ou normais. A inclinação varia muito de uma vertente para outra, mas nas vertentes normais ela é sempre inferior à inclinação dos taludes de gravidade dos materiais. Um tipo especial de vertente, consagrado na literatura geomorfológica, é o tipo representado pela vertente de Richter, que corresponde a uma vertente lisa, sem ravinamento, mas com um segmento muito longo e com um declive muito elevado (~ a 25°). Nem todas as vertentes rectilíneas podem receber tal designação, uma vez que ela não se aplica às vertentes com inclinação suave ou desigual. O modelo descritivo de Lester C. King (1953) é totalmente diferente do acima apresentado. Para ele, a vertente típica apresenta quatro partes: convexidade no topo, face livre ou escarpa, parte recta com detritos da porção superior da vertente e parte suavemente côncava. O autor considera este perfil virtualmente universal, no entanto, este perfil corresponde apenas ao perfil encontrado em regiões onde as rochas se encontrem estratificadas e escarpas estão relacionadas com a actividade erosiva. Vertentes elaboradas em rochas cristalinas e em rochas não estratificadas não se assemelham ao modelo descrito. Dalrymple, Blong e Conacher (1968) baseados em estudos feitos em áreas temperadas e húmidas, propuseram outra classificação para as vertentes, na qual distinguiram nove unidades hipotéticas. Os autores consideraram a vertente como um sistema complexo tridimensional que compreende a área desde o interflúvio ao centro do leito fluvial e a superfície do solo até ao limite superior da rocha não alterada. Cada uma das nove unidades em que a vertente se divide é definida em função da forma e dos processos morfogenéticos dominantes que normalmente actuam sobre ela (fig. 7.19). É muito pouco provável encontrar as nove unidades num único perfil de vertente e também que elas se distribuam na ordem indicada pelo modelo. O normal é verificar a existência de algumas unidades em cada vertente, e a mesma unidade pode ser recorrente ao longo do perfil. O modelo apresentado pelos autores representa apenas um padrão ideal para ser aplicado na descrição das vertentes não tendo nenhuma implicação no que dis respeito ao tipo de formas que as vertentes podem desenvolver.

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Unidade da Vertente Processo Geomorfológico dominante

1 - Interflúvio (0°-1°) Processos pedogenéticos associados com movimento vertical da água da superfície

2 - Declive com infiltração (2°-4°) Eluviação mecânica e química através do movimento lateral da água subsuperficial

3 - Declive convexo com arraste Arraste e formação de terracetes 4 - Escarpa (ângulo mínimo de 45°) Desmoronamentos, deslizamentos, alteração

física e química 5 - Declive intermediário de transporte Transporte de material através de

movimentos colectivos do solo, formação de terracetes; acção superficial e subsuperficial da água

6 - Sopé coluvial (ângulos entre 26°e 35°) Reposição do material pelos movimentos colectivos e escoamento superficial; formação de cones de dejecção; arraste; acção subsupeficial da água

7 - Declive aluvial (0°-4°) Deposição aluvial; processos provenientes do movimento subsuperficial da água

8 - Margem de curso de água Corrasão, deslizamento, desmoronamento 9 - Leito do curso de água Transporte de material para jusante pela

acção da água superficial; gradação periódica e corrasão

Arthur N. Strahler (1950) dividiu as vertentes erosivas em três tipos básicos, consoante o ângulo de repouso dos materiais terrestres não coesivos. Vertentes em repouso quando se encontram nos seus ângulos de repouso; vertentes de alta coesão quando apresentam inclinações muito fortes, geralmente elaboradas em material rochoso resistentes ou em argila compacta e seca; vertentes reduzidas pelo escoamento e arraste, quando apresentam inclinações suaves. Frederick R. Troeh (1965) considerou o estudo das vertentes numa perspectiva espacial ou planar, a partir do emprego de equações matemáticas. Considerou que o cone aluvial representava um bom exemplo duma forma de relevo, cuja configuração superficial é regular e na qual o perfil longitudinal tende a ser côncavo a montante e a curvatura das linhas de contorno ou isoipsas tende a ser convexa a jusante. Considerou também que cada elemento da encosta da vertente podia ser matematicamente representado por uma equação quadrática, porque cada superfície é gerada pela rotação de um segmento de parábola em torno de um

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eixo vertical. Assim o autor apresentou uma equação do segundo grau para descrever cada parcela componente da vertente: Z= P + SR + LR2

Z= altura de qualquer ponto da superfície R= distância radial horizontal do ponto Z ao ápice da superfície (ponto de origem) P= altitude do ápice da superfície S= gradiente do declive ao longo do raio inicial L= taxa de variação do declive Para obter o declive da vertente G em qualquer ponto, o autor apresenta a seguinte equação: G= S + 2LR Nos mapas topográficos, são várias as curvas de nível que podem ser utilizadas, no entanto devem considerar-se os segmentos das isoipsas que mais se aproximem de uma sucessão de arcos concêtricos. No caso de apresentarem muitas variações, deve-se subdividi-las antes de se lhe aplicar o método de Troeh. Escolhem-se segmentos de isoipsas diferentes (em número de três, por exemplo, pontos A, B e C da Fig. 2.9, pg. 42). Para cada um deles traça-se uma tangente, a partir dos pontos de tangência traçam-se perpendiculares que deverão cruzar-se em intersecção (Ponto P). Este ponto é considerado como o ponto de origem ou ápice. Desta forma conhecem-se os valores dos pontos A, B e C e dos comprimentos dos raios (linhas perpendiculares) que ligam o ápice P aos pontos tangenciais (Ra, Rb e Rc). Com estes elementos e com o auxilio de formúlas para o cálculo dos valores de S, L, P e G, obtêm-se os resultados desejados. As fórmulas mencionadas são: S= (A - C) (Rb2 - Rc2) - (B - C) (Ra2 - Rc2) ; (Ra - Rc) (Rb2 - Rc2) - (Rb - Rc) (Ra2 - Rc2) L= A - C - S (Ra - Rc) ; (Ra2 - Rc2) P= A - SRa - LRa2 G= S + 2LR No exemplo da Fig. 2.9 temos:

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A= 850 Ra= 1250 B= 860 Rb= 900 C= 880 Rc= 500 Substituindo tais valores nas equações acima enumeradas, encontram-se os seguintes resultados: S= 0.089 L= 0.00003 P= 914 G= 0.014 (para o eixo de A) Considerando os parâmetros do gradiente do declive (G) e o declive lateral das curvas de nível (L), Troeh descreveu as linhas de contorno e as de perfil. Quando o valor de G é positivo, significa que a altitude aumenta com a distância radial, isto é, que as linhas de contorno são côncavas para fora. Quando o valor de G é negativo, significa que a altitude diminui enquanto a distância radial aumenta, mostrando as curvas de nível de tais superfícies convexas. O perfil das curvas de nível é indicado pelo sinal da taxa de variação do declive, que é igual a 2L. Se L tem valor positivo, o declive torna-se menos negativo ou mais positivo, na proporção em que a distância radial aumenta. Se L tem valor negativo, o declive torna-se menos positivo ou mais negativo, na proporção em que a distância radial aumenta. As combinações possíveis da concavidade e convexidade permitiram a Troeh e A. J. Parsons (1988) distinguir vários tipos de vertentes (fig. 7.20). 2.3 - Análise da evolução das vertentes

Os métodos para analisar a evolução da forma das vertentes são numerosos desde aqueles que o fazem em função de levantamentos de perfis reais, aos que procuram estudar a evolução da forma das vertentes através de perfis desenvolvidos matematicamente. Vários modelos foram apresentados para a análise de vertentes a partir de cálculos matemáticos. O primeiro modelo apresentado (O. Lehmann,1933) relaciona-se com o recuo paralelo das escarpas (fig. 2.11, pg. 47). FS escarpas h altura ß ângulo de declive

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SR plano horizontal superior FR' plano subhorizontal inferior � ângulo de declive dos fragmentos rochosos Este modelo considera que: 1) a escarpa está submetida apenas aos agentes de alteração que actuam uniformemente; 2) os fragmentos angulosos depositam-se no sopé formando uma camada com um ângulo de inclinação e 3) que o material é homogéneo. Algum material, todavia, pode ser perdido durante o transporte, ou o próprio volume pode aumentar porque a densidade dos detritos é menor do que a do material da escarpa. Pouco a pouco o aumento da deposição dos materiais vai protegendo a parte inferior da vertente, permitindo a elaboração dum perfil convexo no núcleo rochoso (perfil FABCR). Posteriormente, J. P. Balker e J. W. Le Heux (1946-1952), deram várias contribuições ao estudo da regressão das escarpas, mediante o uso de modelos matemáticos. Recentemente Adrian E. Scheidegger (1961, 1970) apresentou, a partir de várias apresentou quatro modelos principais para a evolução das vertentes (fig. 2.13, pg. 48), dando uma contribuição importante sobre o problema. A elaboração dos modelos matemáticos dedutivos forneceu caminho à pesquisa de modelos mais próximos da realidade, uma vez que são baseados nos estudos dos perfis e dos processos que actuam nas vertentes. A. Young (1963) apresentou vários modelos dedutivos baseados no seguinte parâmetro: — o material alterado pode ser removido directamente das vertentes, através da dissolução, queda de fragmentos e transporte ao longo das vertentes. Neste processo de transporte o declive e a distância do interflúvio são fundamentais. Os modelos foram desenvolvidos a partir de duas pressuposições básicas: 1) A regressão da vertente é rectilínea quando não há entalhamento da linha de água na base, sendo através do rio ou de outro agente todo o material transportado, de forma contínua, para o sopé. 2) A regressão da vertente faz-se de forma contínua ou com intervalos quando há entalhamento fluvial na base. No primeiro modelo (fig. 2.14, pg. 49) não existe remoção directa do material detrítico do sopé da vertente, a intensidade do transporte varia de acordo com o seno do ângulo da vertente e a denudação da vertente é causada pelo transporte do material para a base. A evolução inicia-se pela suavização da ruptura do declive, e a convexidade estende-se progressivamente na direcção da base, para posteriormente se expandir até ao limite superior

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máximo da vertente. Como consequência os ângulos da parte mais baixa da vertente diminuem, sem contudo haver formação de concavidades. Neste modelo a vertente resulta dum declínio constante e sem aparecimento de concavidades. A curvatura da convexidade, que no final é longa e suave, vai diminuindo com o decorrer do tempo. No segundo modelo (B) o desenvolvimento da vertente pressupõe que a intensidade do transporte seja proporcional ao seno do ângulo de declive e ao aumento da distância a partir do interflúvio. As fases iniciais desta evolução assinalam regressão paralela da parte rectilínea, combinada com o desenvolvimento de convexidade e concavidade. Estes elementos estendem-se e acabam por dominar inteiramente o perfil. No terceiro modelo (C) a remoção do material é feita directamente e a intensidade do transporte está relacionada com o seno do ângulo de declive. A regressão paralela da vertente é o traço dominante embora haja o desenvolvimento de concavidade e convexidade. A Fig. D representa a combinação dos três modelos, pertencendo o perfil de cada um a estádios de desenvolvimento comparáveis. Nos modelos que evoluiram através do transporte de material ao longo da vertente para o sopé (modelos A e B), a diminuição do declive é considerável, eles apenas diferem no facto de no modelo A o topo do sopé apresentar convexidade, enquanto que o modelo B apresenta concavidade. O modelo C mostra ligeira diminuição do declive em relação à vertente inicial, sendo a concavidade da parte superior do sopé muito melhor desenvolvida do que no modelo B. A. Young apresentou vários outros modelos, considerando a possibilidade de haver deposição de materail detritíco no sopé da vertente e do entalhamento fluvial actuar e promover a remoção da carga detritíca oriunda das vertentes. Da análise destes modelos o autor concluí que: a - a diminuição do declive parece estar ligada aos processos que envolvem o transporte de material ao longo das vertentes; b - a regressão paralela das vertentes parece estar ligada aos processos que envolvem a remoção directa do material das vertentes; c - há equivalência entre os casos de remoção directa do material e os casos em que a intensidade da alteração é o factor que limita a regressão das vertentes. Consequentemente, ocorrerá regressão paralela nos casos em que a alteração controla a evolução da vertente, e ocorrerá diminuição dos ângulos de declive nos casos em que o trasnporte de material for o factor limitante;

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d - a presença de uma convexidade longa e suave está ligada à actuação dos processos de transporte do material para o sopé das vertentes, fundamentalmente nos casos em que a intensidade do transporte está apenas relacionada com o declive; e - na maioria dos casos com entalhamento fluvial, a parte inferior da vertente é ingreme até que seja alcançado o declive que favoreça a ocorrência de movimentos rápidos de massas. Uma excepção possível a esta regra é o caso no qual se verifica um aumento da intensidade do transporte proporcional à distância a partir do interflúvio. Neste caso o declive da base da vertente relaciona-se com as intensidades relativas do entalhamento fluvial e do transporte de material pela vertente; f - no caso da vertente ter sido afectada por dois períodos de entalhamento fluvial, em que a duração do segundo entalhamento tenha sido menor que a metade da duração do primeiro as evidências relativas ao primeiro período apenas serão distinguidas na forma do perfil; g - nas vertentes com relevo superior a 100m, os processos de remoção directa do material detritíco são relativamente mais eficientes em originar a regressão paralela das vertentes, do que os processos de transporte do material para jusante. 2.4 - Funcionamento e hidrologia das vertentes A vertente apresenta uma complexidade muito elevada no seu funcionamento. Para a abordar o seu estudo dois conceitos são fundamentais: o do balanço morfogenético e o da dinâmica das vertentes. No conceito do balanço morfogenético, enunciado por Alfred Jahn (1954), alteração e a pedogénese correspondem a componentes verticais na vertente e da sua acção combinada resulta um aumento da espessura do rególito. Os restantes processos morfogenéticos (movimento do rególito, escoamento, acção eólica e outros) correspondem a componentes paralelas, cujo efeito conduz à remoção dos materiais detritícos da vertente, à diminuição da espessura do rególito e o rebaixamento do modelo. O balanço morfogenético da combinação das componentes verticais e paralelas resulta e calcula-se para cada ponto da vertente. Se no ponto A (fig. 2.17, pg. 59) a acção da alteração e da pedogénese for superior à retirada do material, o balanço será positivo, caso contrário, o balanço será negativo. Se houver equilíbrio entre as componentes o balanço permanecerá estável e a espessura do rególito não será alterada. Nos pontos B e C o balanço

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morfogenético só será positivo se a soma da componente vertical com a quantidade de material detritíco que lhes é fornecido, a partir da parte montante, for superior à quantidade do material que lhes é retirado, caso contrário o balanço será negativo. Esquematicamente a vertente corresponde à área localizada entre o interflúvio e o canal fluvial, tem como limite superior a superfície topográfica e como limite inferior a superfície rochosa inalterada. Deste modo, a dinâmica das vertentes pode ser estudada como um sistema aberto, recebendo e perdendo tanta matéria como energia (fig. 7.14). As fontes primárias de matéria do sistema são a precipitação, rocha subjacente e vegetação e de energia são a gravidade e a radiação solar. Os diferentes processos que se fazem sentir a nível das vertentes (escoamento, alteração, movimentos do rególito, infiltração, eluviação e outros) promovem o fluxo de matéria e de energia através do sistema, até ser transferido para o sistema fluvial. As vertentes apresentam um equilíbrio dinâmico, que pode atingir o estado de estabilidade (steady state), no qual a forma da vertente permanecerá imutável com o decorrer do tempo, embora haja desgaste ou diminuição altimétrica do seu relevo. As vertentes são partes integrantes das bacias hidrográficas, não podendo a sua descrição ser feita sem que sejam feitas considerações acerca das suas relações com a rede hidrográfica. As vertentes e os rios são entidades pertencentes a um sistema aberto, a bacia de drenagem, e como tal estão contínuamente em interacção. A forma e o ângulo das vertentes deverão estar ajustadas para fornecer a quantidade de material detritíco que o curso de água pode transportar. Inversamente, os parâmetros hidráulicos dos cursos de água deverão ajustar-se para transportar a quantidade de material detritíco que lhe é fornecida pelas vertentes. Quando o sistema vertente-curso de água estiver em equilíbrio, então toda a bacia hidrográfica pode ser considerada como em estado de ajustamento. 2.5 - Importância do estudo das vertentes

O estudo das vertentes é importante do ponto de vista geológico por dois motivos fundamentais. O primeiro relaciona-se com o facto dos conhecimentos e compreensão dos processos actuais poderem levar à interpretação dos ambientes antigos e ao estudo da paleogeografia. No entanto subsiste o problema de extrapolar pura e simplesmente os processos actuais e as suas consequências para as épocas passadas. O segundo aspecto relaciona-se com os fenómenos que actuam sobre as vertentes e que regulam o tipo de material a ser fornecido aos rios e aos demais meios de transporte do material detritíco. Consoante o tipo de material originado na fonte (vertente) assim será o tipo de material que ocorre no ambiente de sedimentação.

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A teoria bio-resistásica de Henri Erhart, baseia-se nesta inter-relação entre os processos pedogenéticos e as variações da cobertura vegetal dos continentes. A acção geoquímica exercida pelas florestas, constituí o fundamento da teoria. Sob cobertura florestal densa e no decorrer da sua evolução pedogenética, as rochas perdem as suas bases alcalinas e alcalinoterrosas e a maior parte da sílica. Apenas o ferro, o alumínio e a argila residual permanecem no local. Estabelece-se assim uma distinção muito nítida entre os materiais da fase migradora (bicarbonatos de Na, K, Ca, Mg e lentes de sílica hidratada) e os da fase residual (hidróxidos de ferro, alumínio, argila do tipo caolinite). Esta separação só é possível porque nas florestas a alteração mecânica é praticamente nula, e a alteração química todos os elementos químicos solúveis do rególito de muito intensa. Durante um período longo de tempo geológico, a separação entre as duas fases será total. Na vida e sedimentação dos oceanos a repercussão da fase migradora traduz-se no facto de durante todo o período florestal a sedimentação ser apenas química. A sedimentação detrítica só poderá ser retomada quando a floresta desaparecer e libertar para a alteração os elementos da fase residual da pedogénese. Nesta perspectiva, compreende-se que algumas rochas calcárias, margosas e dolomíticas bem como algumas rochas com sílica hidratada, além de serem contemporâneas, são testemunhos da extensa cobertura florestal reinante nas áreas continentais. A acumulação destes materiais pedogenéticos em estado quase puro pode fazer-se durante milhões de anos, enquanto os continentes permanecerem isentos de movimentos tectónicos ou vulcânicos e sem modificações climáticas importantes capazes de provocar o desaparecimento da floresta. Este tipo de sedimentação indica uma estabilidade muito grande da crosta terrestre e caracteriza um período de equilíbrio no decorrer do qual os seres organizados puderam atingir o seu "climax" e desenvolvimento máximo, isto é o período da biostasia. O período de resistasia corresponde à fase de desequilíbrio durante a qual os elementos residuais pedogenéticos (argilas, areias, produtos ferruginosos e alumínicos), acumulados no decurso dos períodos biostásicos, serão exportados dos continentes, após o desaparecimento da floresta originado pela ruptura do equilíbrio climático e biológico. A teoria bio-resistásica pode também servir como critério geocronológico, dando uma ideia aproximada da amplitude das oscilações climáticas ocorridas em determinadas épocas geológicas. Até certo ponto, essas oscilações podem ser simplesmente deduzidas das espessuras respectivas dos sedimentos bioquímicos e dos sedimentos residuais. A pedogénese florestal é um fenómeno muito lento, consequentemente a sedimentação com ela relacionada estende-se por um período muito longo; ao contrário, a erosão dos períodos resistásicos é um fenómeno brutal que pode ocorrer em apenas alguns anos ou em algumas centenas de anos, levando ao remanuseamento de todo o manto residual. Percebe-se, pois, que a duração dos

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períodos de deposição do material detritíco sejam mais curtos do que os períodos em que ocorreu a sedimentação bioquímica. 3. - Processos e formas de relevo fluviais Os rios constituem os agentes mais importantes no transporte dos materiais alterados das áreas elevadas para as áreas mais baixas e dos continentes para o mar. O rio é um fluxo de escoamento canalizado com uma determinada grandeza dificil de precisar. Para cursos de água abaixo dessa grandeza, existem as designações de ribeiro, ribeira, riacho e outros. De acordo com as características do canal de escoamento os rios dividem-se em rios efémeros, intermitentes e perenes. Rios efémeros são rios cujos canais de escoamento se encontram secos durante a maior parte do ano, apenas têm água durante e imediatamente após as chuvas. Os rios intermitentes funcionam apenas durante uma parte do ano, na outra estão secos. Rios perenes têm os seus canais de escoamento permanentemente com água durante todo o ano. 3.1 - Hidrologia da bacia de drenagem

Os rios funcionam como canais de escoamento e a sua alimentação processa-se através das águas superfíciais e subterrâneas. O escoamento fluvial compreende a quantidade total de água que atinge os cursos de água, incluí o escoamento pluvial, que é imediato, e a parcela das águas precipitadas que só posteriormente, e de modo lento, se vão juntar aos cursos de água através da infiltração. Deste modo, da precipitação total, apenas a quantidade de água movimentada pela evapotranspiração não chega a participar no escoamento fluvial. Precipitação = escoamento + evapotranspiração A proporção com que as águas subterrâneas e superfíciais participam na alimentação de um curso de água, varia muito com o clima, tipo do solo, rocha, declive, cobertura vegetal e outros factores (fig. 8.2). Estima-se que 1/8 da drenagem anual do ciclo hidrológico escoe directamente para o mar, a partir da superfície da terra e que 7/8 da água se infiltre, pelo menos momentâneamente. Nas regiões húmidas, como os rios recebem uma contribuição permanente da água do subsolo são denominados por rios efluentes; nas regiões secas, como a água se infiltra no subsolo são designados por rios influentes.

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O regime fluvial corresponde à variação do nível das águas pluviais no decurso do ano. O volume de água escoado, para um determinado canal, varia no canal de escoamento no decurso do tempo em função de variadíssimos factores, tais como precipitação, condições de infiltração, drenagem subterrânea e outros. O débito, vazão ou módulo fluvial corresponde ao volume de água medido em metros cúbicos por segundo. O fluxo da água pode ser laminar ou turbulento (fig. 8.6). No fluxo laminar a água fluí em camadas paralelas umas sobre as outras a reduzidas velocidades ao longo de um canal recto e suave. A camada na qual a velocidade é máxima localiza-se imediatamente abaixo da superfície da água, contudo este fluxo não pode manter partículas sólidas em suspensão e não se encontra nos cursos naturais de água. O fluxo turbulento é caracterizado por uma variedade de movimentos caóticos, heterogéneos, com muitas correntes secundárias contrárias ao fluxo principal para jusante. Os factores que afectam a velocidade crítica e que permitem que o fluxo laminar se transforme em turbulento, são a viscosidade e densidade do fluído, a profundidade da água e a rugosidade da superfície do canal. Existem duas categorias de fluxo turbulento, o fluxo turbulento baixo que ocorre geralmente nos cursos fluviais e o elevado que ocorre nos troços de velocidades mais elevadas, e que implica aumento da intensidade da erosão. Para se calcular o tipo de fluxo utiliza-se o número de Froude.

V = velocidade média

F =

g = força de gravidade D = profundidade da água F < 1 — fluxo turbulento baixo, tranquilo F > 1 — fluxo turbulento elevado Número de Reynolds (Re) ~ 500 — fluxo laminar Número de Reynolds (Re) ~ 2000 — fluxo turbulento (fig. 8.9) A velocidade das águas de um rio varia para um determinado ponto de um lugar para outro ao longo do mesmo perfil transversal. Geralmente a velocidade mais elevada localiza-se abaixo da superfície, e as velocidades menores situam-se junto às paredes laterais e ao fundo do canal.

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As velocidades variam, também com a forma e a sinuosidade dos canais, nos canais simétricos a velocidade máxima da água localiza-se abaixo da superfície centralizada. A distribuição da turbulência nos cursos de água também não é uniforme. Nos canais assimétricos, a velocidade máxima desloca-se do centro para a parte lateral onde as águas são mais profundas. Nos canais assimétricos os valores mais elevados encontram-se no lado menos profundo e os valores menos elevados da turbulência encontram-se no lado menos profundo e os valores menos elevados localizam-se no lado do canal mais profundo. Isto explica, com facilidade, o deslocamento lateral verificado na distribuição das velocidades nos canais meandriformes. Nos canais simétricos a partir do centro onde a velocidade é máxima, dispõem-se lateralmente sectores de velocidades moderadas onde a turbulência é elevada, junto ao fundo e nas paredes a turbulência é reduzida. A turbulência e a velocidade estão intimamente relacionadas com o trabalho que o rio executa e, para que este se efectue, é necessária a existência de energia. A energia de um rio pode ser potencial e cinética. A energia cinética apresenta a energia que a água possui em virtude da sua velocidade. A Energia potencial é a energia que a água possui em função da sua posição. A energia cinética é igual à metede da massa de água, multiplicada pelo quadrado da velocidade à qual ela se move. A energia potencial é igual ao peso da água multiplicado pela diferença altimétrica entre dois pontos do trecho em que a energia está a ser calculada. O fluxo converte a energia potencial em energia cinética que, por sua vez é largamente dissipada em calor e fricção. Calcula-se que a maior parte da energia de um rio é consumida em calor (cerca de 95%), a restante, excluída a gasta na fricção, é empregue no trabalho dos rios. A energia disponível pode ser aumentada se a fricção for diminuindo através da suavização, rectilinização ou redução do perímetro húmido. A energia total, cinética e potencial é influenciada principalmente pela velocidade, sendo esta relação expressa através das seguintes fórmulas: Ep= W.h; W= peso da água h= diferença altimétrica entre dois pontos Ek=

M .2

2; M= massa de água V= velocidade Et= Ep + Ek

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A velocidade dos rios depende por sua vez do declive, volume de água, viscosidade da água, largura, profundidade e forma do canal e rugosidade do leito. A velocidade pode ser quantificada utilizando a fórmula de Chezy, que define a velocidade em função do raio hidráulico e declive V= C

RS V= velocidade média R= raio hidráulico S= declive C= constante empírica que depende da gravidade e de outros factores que contribuem para a força de fricção. A força de fricção, por sua vez, depende da rugosidade e rectilinidade do canal e da forma e tamanho do perfil transversal. 3.1.1 - Morfologia do canal de escoamento A importância das margens plenas dos canais decorre da permissa de que a forma e o padrão dos canais fluviais estão ajustados ao débito, sedimentos fornecidos pela bacia de drenagem e material rochoso componente das margens. Tendo em conta a variabilidade dos fluxos, verifica-se que a forma do canal é controlada por acontecimentos de magnitude moderada e de ocorrência relativamente frequente. Os débitos de margens plenas (débito que preenche, na medida justa, o canal fluvial, e acima do qual ocorrerá transbordo para a planície de inundação) surgem como os débitos com maior poder efectivo para esculturar o modelado do canal. Neste caso as ondas de fluxo têm uma acção morfogenética activa sobre as margens e fundo do leito, posuindo competência suficiente para movimentar o material detritíco. Num canal fluvial podem distinguir-se vários elementos com características distintas. O fluxo e o material sedimentar são os dois elementos fundamentais na estruturação do sistema de geometria hidráulica, em cursos aluviais. Cada um desses elementos pode ser caracterizado por diversas variáveis ou atributos, cuja medida é realizada nas secções transversais doa leitos (fig. 8.7). As variáveis consideradas são as seguintes:

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A - Elemento fluxo 1. Largura do canal (L), largura da superfície da camada de água que recobre o canal; 2. Profundidade do canal (h), espessura de fluxo medida entre a superfície do leito e a superfície da água; 3. Velocidade do fluxo, comprimento da coluna de água que passa, em determinado perfil, por unidade de tempo; 4. Volume ou débito, quantidade de água escoada por unidade de tempo; 5. Gradiente de energia, gradiente de inclinação da superfície da água; 6. Relação entre L e h, resulta da divisão da largura pela profundidade; 7. Área (A), área ocupada pelo fluxo no perfil transversal do canal, considerendo a largura e a profundidade; 8. Perímetro húmido (P), linha que assinala a extensão da superfície limitante recoberta pelas águas; 9. Raio hidráulico, valor adimensional resultante da relação entre a área e o perímetro húmido (R= A/P). Nos rios com larguras grandes, o raio hidráulico é aproximado igual ao valor da profundidade média; 10. Concentração de sedimentos, quantidade de material detrítico por unidade de volume, transportado pelo fluxo. B. Elemento material sedimentar 1. Granulometria representa as classes do diâmetro do material do leito e das margens, nomeadamente os diâmetros D84, D50 e D16.

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2. Rugosidade do leito, representa a variabilidade topográfica verificada na superfície do leito, pela disposiação e ajustamento do material detrítico e pelas formas topográficas do leito. 3.2 Transporte e deposição fluviais Os sedimentos são transportados pelos rios através de três tipos distintos de transporte: solução, suspensão e saltação (fig. 8.12). A carga transportada pelos rios divide-se em carga sólida representada pela carga do leito do rio e pela carga em suspensão e carga dissolvida. A carga dissolvida (solute load or dissolved load) é constituída pelos provenientes, da alteração das rochas, transportados em solução química. A quantidade de matéria em solução na água depende, em grande parte, da contribuição relativa da água subterrânea e do escoamento superfícial para o débito do rio. A composição química das águas dos rios depende de vários factores tais como clima, litologia, topografia, vegetação e duração temporal gasta para o escoamento (superfícial ou subterrâneo) atingir o canal. A carga dissolvida é transportada à mesma velocidade do fluxo da água até onde ele chegar; a deposição do material só se processa quando houver a saturação (por evaporação; por exemplo). A carga de sedimentos em suspensão (suspended load) é constituída pelas partículas de granulometria reduzida (silte e argila (wash load), transportadas à mesma velocidade da água, durante o intervalo de tempo que a turbulência for suficiente para mantê-la em suspensão. Quando a turbulência atinge o limite crítico, as partículas precipitam normalmente em trechos de água muito calmos ou em lagos. A carga do leito do rio (bed load or traction load) é constituída pelas partículas de granulometria mais grosseira (areias e cascalhos), que rolam, deslizam e saltam ao longo do rio. A sua velocidade é mais reduzida do que a do fluxo da água, uma vez que os grãos se deslocam de modo intermitente. A capacidade (stream power) de um rio é dada pela quantidade maior de material detrítico dum determinado tamanho, que o rio pode deslocar como carga do leito. A competência do fluxo é medida pelo maior diâmetro da partícula que pode ser transportada a uma velocidade específica do fluxo. Estima-se que a carga do leito seja aproximadamente de 10% da carga em suspensão, mas em rios anastomosados pode exceder 50% da carga total. A carga dos sedimentos em suspensão e a carga do leito, relacionam-se com a vazão e devem ser considerados na geometria hidráulica. Considerando que a carga dissolvida não afecta as propriedades físicas da água, L. B. Leopold e T. Maddock propuseram a seguinte equação, relacionar a carga dos sedimentos em suspensão com o débito:

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L= pQj L= carga de sedimentos Q= débito p e j= constantes numéricas Os valores do expoente j distribuem-se no intervalo de 2.0 e 3.0, indicando que a quantidade de carga aumenta numa proporção muito superior à de qualquer outro elemento da geometria hidráulica relacionado com a vazão. A razão principal para este facto é a de que a carga detrítica não provém apenas da acção abrasiva do rio sobre o fundo e margens, mas principalmente da lavagem efectuada pelo escoamento superfícial sobre as vertentes e que a maior parte da carga detrítica é transportada durante as fases de cheia e enchentes, quando os débitos são mais elevados. A granulometria dos sedimentos fluviais vai diminuindo na direcção jusante, o que representa uma diminuição da competência do rio. A redução da competência ao longo de um curso de água é devida à diminuição do cisalhamento (esforço dum corpo no qual a resultante das forças exteriores que actuam sobre si está situada no plano da secção recta e tende a fazê-lo deslizar nesse plano). O cisalhamento, no leito do rio, é proporcional ao produto do declive vezes o raio hidráulico. A capacidade de transporte é máxima para fluxos de descargas, declives e raios hidráulicos elevados. A capacidade pode traduzir-se no poder do fluxo por unidade de comprimento.

�= PwgQs �= capacidade do fluxo por unidade de comprimento, medido em watts(w) ou joules

por segundo(js-1).

Pw= densidade da água g= aceleração da gravidade Q= descargas s= declive do canal A deposição da carga detrítica transportada pelo rio ocorre quando há diminuição da competência ou da capacidade do fluxo, até lá, as partículas permanecem no interior do fluxo. As partículas depositadas no leito do rio, exercem sobre as partículas subjacentes uma força vertical igual ao seu peso imerso sobre. Como os canais naturais apresentam declives, o peso imerso resulta da interacção entre a componente normal à superfície do leito e a componente tangencial ao leito, dirigida para jusante.

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Para movimentar uma determinada partícula, há necessidade de uma força suficiente para superar a exercida pela componente normal do peso imerso. Esta força e´denominada por força tractiva crítica (ou força de cisalhamento) e a velocidade na qual ela actua por velocidade de erosão. Quanto maior for o diâmetro da partícula, maior será a força necessária para a movimentar. Observações mostram que a força de cisalhamento (produto da profundidade pelo declive) é decisiva para iniciar o movimento de partículas pequenas, mas que para partículas maiores a velocidade do fluxo é mais importante. Bagnold (1953) pôs em evidência a relação entre velocidade critíca e o diâmetro das partículas. Para partículas menores do que determinado valor critico, os valores da velocidade necessários para as colocar em movimento aumentam à medida que o seu diâmetro diminui. Para partículas de diâmtero inferior a 0.3mm existe uma relação inversa entre o valor do seu diâmetro e a velocidade crítica necessária para as colocar em movimento. Esta relação é explicada pelo facto de que para partículas mais finas a rugosidade do leito reduz-se levando a uma diminuição da turbulência das partículas localizadas na da subcamada laminar. Para que haja inclusão das partículas no fluxo turbulento existe um tamanho crítico necessário aproximadamente 0.7mm. Para partículas de diâmetro superiores a 0.7mm, a força necessária para as movimentar, força de soerguimento, é mais elevada uma vez que elas se encontram submersas na subcamada laminar. A força de soerguimento diminui rapidamente, desaparecendo quase por completo a uma distância de 2.5cm do leito. Hjulstrom (1935) mostrou a relação entre erosão e deposição das partículas, em função do seu diâmetro e velocidade crítica. As linhas divisórias da erosão e sedimentação devem ser entendidas como faixas, uma vez que as velocidades variam consoante as características da água e das partículas. Partículas de tamanhos iguais, mas com densidades diferentes, requerem velocidades e forças diferentes para se movimentarem ou depositarem. Do gráfico ressaltam dois aspectos importantes: a) as areias são mais facilmente erodidas, os siltes, argilas e cascalhos resistem mais. A resistência das partículas finas deve-se às forças coesivas e à rugosidade reduzida do leito. Os cascalhos são difíceis de serem transportados em virtude do seu tamanho e peso. b) uma vez em movimento, os siltes e as argilas podem ser transportados a velocidades muito mais baixas. Por exemplo, partículas de 0.01mm de diâmetro necessitam, para serem movimentadas, de velocidades críticas de aproximadamente 60cm/s, mas para se conservarem em movimento apenas de velocidades inferiores a 0.1cm/s.

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A velocidade de deposição depende principalmente do diâmetro e da densidade da partícula, porque os restantes factores (gravidade, viscosidade e densidade da água) são constantes num tempo determinado e lugar do canal. De um modo geral, a velocidade aumenta regularmente de acordo com o diâmetro até às partículas de diâmetro igual a 0.1mm, quando há uma ruptura na curva de distribuição. Para partículas de diâmetro superior a 0.1mm, a velocidade aumenta com menos intensidade. A curva assinala, também, que a velocidade, necessária para conservar as partículas arenosas em movimento se altera no ponto representado pelo diâmetro de 0.1mm. As partículas de diâmetro inferior a 0.1mm depositam-se com velocidades que variam consoante o quadrado do diâmetro da partículas; as de diâmetro superior a 0.1mm depositam-se com velocidades que variam proporcionalmente consoante a raíz quadrada do diâmetro da partícula. 3.3 - Erosão fluvial A erosão fluvial engloba todos os processos que conduzem à retirada de material do fundo e das margens do leito para o integrar na carga sedimentar. Actuando na totalidade do curso de água, a erosão é um fenómeno muito importante, sobretudo a nível do fundo dos canais localizados em regiões montanhosas. A erosão fluvial realiza-se através dos processos de corrosão, corrasão e cavitação. A corrosão consiste na alteração química dos minerais que estão em contacto com a água e na remoção dos produtos solúveis “dowstream”. Abrange também as reacções químicas que ocorrem entre a água e a carga detrítica do leito ou em suspensão. No sentido mais lacto a corrosão significa corroer, desgastar e oxidar. Os factores que controlam a corrosão são a mineralogia das rochas do fundo do canal, a concentração do soluto presente na corrente de água, a descarga da corrente, a velocidade do fluxo e a temperatura. Em canais localizados em terrenos carbonatados montanhosos e húmidos de regiões temperadas e quentes a corrosão é um processo importante a nível do substracto. As marcas e as formas topográficas produzidas pela corrosão são mais visíveis e perenes em trechos de leitos fluviais rochosos, nos restantes leitos são facilmente obliterados pela sedimentação posterior ou pela intensa movimentação detrítica. A corrasão ou abrasão consiste no desgaste ou separação das rochas do fundo pelas partículas em movimento carregadas pelo fluxo de água. Nos trechos fluviais rochosos a abrasão é assinalada pelo polimento suave das rochas aflorantes no canal. O material abrasivo depende do material que lhe é fornecido pelas margens e pelas vertentes e também pelo leito.

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A principal fonte de material detrítico são as vertentes. Nas bacias onde a alteração mecânica predomina, as vertentes fornecem fragmentos grosseiros, nas vertentes onde predomina a alteração química, as vertentes contribuem apenas com elementos de granulometria fina. As cargas em suspensão e solução não têm poder abrasivo, razão pela qual os rios intertropicais, que transportam sedimentos finos (areias e argilas), não conseguem entalhar rupturas de declive (cachoeiras e corredeiras). A eficácia da abrasão depende da concentração, dureza e energia cinética do impacto das partículas e da resistência da superfície do fundo rochoso. Como a energia cinética é proporcional ao quadrado da velocidade, as taxas de abrasão aumentam rapidamente com o aumento das velocidades do fluxo. Dois tipos de corrasão podem ser identificados, corrasão vertical e a corrasão lateral. A corrasão vertical consiste no entalhamento dos leitos fluviais devido ao movimento da carga do seu leito: nas áreas continentais localizadas acima do seu nível de base de degradação, a corrasão manifesta-se pelo aprofundamento do seu canal, nas áreas continentais localizadas à proximidade do seu nível de base, e com climas secos a corrasão manifesta-se pelo alargamento do seu canal. A corrasão lateral ou regressão das margens fluviais pode levar ao alargamento das planícies de inundação e, aos aplanamentos de planícies rochosas, principalmente das planícies de regiões áridas e semiáridas. A cativação consiste na fragmentação das rochas da parede do canal quando a velocidade do fluxo é elevada. Nestas condições as variações de pressão sobre as paredes do canal facilitam a fragmentação. Quando o canal fluvial diminui de dimensão, a velocidade do fluxo aumenta uma vez que a água não é compressível, levando este aumento ao aumento do nível de energia cinética. Como o peso específico, densidade, altura da água e a energia total do curso de água permanecem constantes, a pressão exercida pela água diminui. Se a diminuição da pressão atingir o valor da pressão do vapor de água, formar-se-ão bolhas. Se o canal voltar a alargar, o valor da pressão aumentará à medida que a velocidade e a componente da energia cinética forem diminuindo. As bolhas desaparecerão e as margens e o leito serão atingidos por ondas de choque de força surpreendente e com velocidades elevadas

da ordem dos 130m/s-1. As velocidades destas ondas podem originar stresses (tensões) suficientes sobre as paredes do canal para fracturar rochas sólidas. Nos canais de superfícies muito lisas, o escoamento e a explosão das bolhas faz-se com dificuldade, tornando-se o processo mais activo à medida que a superfície do leito e das margens se tornem rugosas. Obviamente a cativação será mais activa nas partes do canal onde ocorram, talvez por razões estruturais, variações na sua largura do canal e na presença de sectores com velocidades elevadas (rápidos, quedas de água ...).

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4. - Formas de relevo fluviais 4.1 - Bacias de drenagem A bacia de drenagem fluvial é constituída pelo conjunto dos canais de escoamento interrelacionados numa área definida, drenada por um determinado rio ou por um sistema fluvial. A quantidade de água que atinge os cursos fluviais depende do tamanho da área ocupada pela bacia, da precipitação total e do seu regime e das perdas devidas à evapotranspiração e infiltração. As bacias de drenagem, de acordo com o escoamento global, podem classificar-se em: a) Bacias exorreicas, são as bacias que desembocam directamente no mar ou oceano. O escoamento das águas faz-se de modo contínuo; b) Bacias endorreicas, são bacias sem escoamento para o mar, que desembocam em lagos ou que se dissipam nas areias dos desertos ou se perdem nas depressões cársicas. As drenagens deste tipo de bacias são internas; c) Bacias arreicas, são bacias sem nenhuma estruturação hidrográfica. São comuns por exemplo nas áreas desérticas onde a precipitação é negligenciável e a actividade dunária intensa, levando a que as linhas e os padrões de drenagem não permaneçam visíveis; d) Bacias criptorreicas, são bacias subterrâneas, típicas das áreas cársicas. A drenagem subterrânea acaba por surgir sob a forma de fontes ou integrar-se em rios subáeros. Além das bacias, os rios individualmente, também foram objecto de classificação: a) Rios consequentes (consequent stream), são rios cujo curso foi determinado pelo declive da superfície terrestre, e que coincidem geralmente com a direcção da inclinação principal das camadas. Originam normalmente drenagens paralelas; b) Rios subsequentes (subsequent stream), são rios cuja direcção de fluxo é controlada pela estrutura rochosa, acompanham sempre zonas de fraqueza, tais como a folhas juntas ou então

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camadas de rochas delgadas ou facilmente alteráveis. Nos terrenos sedimentares, correm perpendicularmente à inclinação principal das camadas; c) Rios antecedentes (antecedent stream), são rios que correm ao longo de rochas que foram aplanadas ao seu percurso. Os rios antecedentes ocupam normalmente a garganta que cruza a dobra estrutural; d) Rios superimpostos (superposed stream), são rios que cortam as camadas até que o seu canal corte rochas de diferentes litologias ou estruturas. O seu percurso inicial não foi determinado pela natureza litológica das rochas através das quais ele corre actualmente. Estes rios fluem na mesma direcção dos rios consequentes. Geralmente originam-se no reverso de escarpas e fluem até desembocar num rio subsequente; e) Rios insequentes, são rios que se estabelecem sem nenhuma razão aparente ou orientação geral préestabelecida, isto é, na disposição espacial da drenagem não é vísivel nenhum controlo da estrutura geológica. Os rios correm em direcções variadas, de acordo com as particularidades da morfologia. São comuns em áreas de topografia plana e homogeneidade litológica, como as graníticas. Os Padrões de Drenagem, assunto amplamente debatido na literatura, referem-se ao arranjo espacial dos cursos de água. Este arranjo é controlado pela natureza e disposição das camadas rochosas, pela resistência litológica variável, pelas diferenças de declive e pela evolução geomorfológica da região. Utilizando apenas o critério geométrico, da disposição fluvial sem nenhum sentido genético, existem 7 tipos de drenagens (fig. 16.1). a) Drenagem dendrítica ou arborescente, é constituída por uma corrente principal, tributários e por correntes de categoria menor. As correntes tributárias distribuem-se sobre a superfície do terreno em todas as direcções, unem-se em ângulos agudos de valores distintos, sem nunca chegar ao ângulo recto (a presença de ângulos rectos constituí uma anomalia, atribuível a fenómenos tectónicos). Este padrão de drenagem desenvolve-se em rochas de resitência uniforme ou em estruturas sedimentares horizontais. b) Drenagem em treliça, é composta por rios principais consequentes, correm paralelamente e por afluentes subsequentes que fluem em direcção transversal aos primeiros. Os subsequentes, por sua vez, recebem rios antecedentes e resequentes. Geralmente, as confluências formam ângulos rectos. Este tipo de drenagem apresenta um controlo estrutural

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importante e muito acentuado, em virtude das diferenças de resistência entre as camadas. As camadas mais resitentes afloram em faixas estreitas e paralelas cristas paralelas e as camadas de rochas mais fragéis promovem o entalhe dos tributários subsequentes. Este tipo de drenagem encontra-se em estruturas sedimentares homoclinais, estruturas falhadas e cristas anticlinais. Pode também desenvolver-se em áreas de glaciação. c) Drenagem rectangular, é caracterizada por um aspecto ortogonal originado pelas alterações bruscas e rectangulares dos cursos das correntes principais e tributárias. Esta configuração é consequência da influência exercida por falhas ou por sistemas de juntas ou de diaclases. Nalguns casos este tipo de padrão relaciona-se com camadas horizontais ou homoclinais de composição diferente. d) Drenagem paralela, é constituido por cursos de água que, numa área considerável ou em numerosos exemplos sucessivos, escoam quase paralelamente uns aos outros. É também conhecida por drenagem em cauda equina ou rabo de cavalo. Este tipo de drenagem localiza-se em áreas onde existem vertentes com declives acentuados e controlo estrutural. Estes factores motivam a ocorrência de espaçamentos regulares quase paralelos das correntes fluviais. É comum na presença de falhas paralelas ou em regiões com lineamentos topográficos paralelos, tais como nos drumlins e moreias. e) Drenagem radial, é composta por correntes fluviais dispostas como os raios de uma roda, em relação a um ponto central. Desenvolve-se sobre os mais variados substractos e estruturas. Neste tipo de drenagem duas configurações podem ser consideradas: 1) centrífuga, quando as correntes são do tipo consequente, divergindo a partir dum ponto ou área que se encontra em posição elevada (domos, cones vulcânicos, morros isolados, etc.); 2) centrípeta, quando os rios convergem para um ponto ou área central, localizada em posição mais baixa (bacias sedimentares periclinais, crateras vulcânicas e depressões topográficas). f) Drenagem anelar, nessta drenagem os rios seguem linhas circulares ou concêntricas, assemelha-se a anéis em áreas dômicas profundamente entalhadas, ou em áreas com estruturas constituídas por camadas duras e fragéis. A drenagem acomoda-se nos afloramentos das rochas mais resistentes, originando cursos de água subsequentes e tributários antecedentes e ressequentes. g) Drenagens desarranjadas ou irregulares, são drenagens onde os cursos de água não apresentam nenhum controlo litológico nem estrutural onde a distribuição dos cursos de água não mostra evidência nem de controlo litológico e nem estrutural. São drenagens

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desorganizadas por bloqueios, erosão (glaciação sobre uma área ampla), por levantamento ou entulhamento de áreas recentes, nas quais a drenagem não conseguiu ainda organizar-se (entulhamentos de lagos e de áreas do litoral). 4.2 - Tipos de canais fluviais (fig. 9.9, 9.10, 9.11) Os canais correspondem ao modo como o arranjo espacial do leito do rio se apresenta ao longo do superpercurso. Os canais podem ser de 7 tipos, meandrantes, anastomosados, rectos, ramificados, recticulados e irregulares. Os canais anastomosados, este tipo de canais forma-se quando o rio, sem ter competência suficiente para o fazer, transporta material grosseiro em grandes quantidades. O material é depositado no próprio leito originando obstáculos que, em virtude da sua rugosidade e saliência, conduzem ao aparecimento de ramificações do rio em múltiplos canais pequenos, rasos e desordenados em virtude das constantes migrações entre as ilhotas. Os trechos anastomosados localizam-se sempre ao longo do curso fluvial, e nunca no inicío e fim onde há apenas um canal. Os canais rectos, são os canais nos quais o rio percorre um trajecto rectilíneo, sem se desviar significativamente da sua trajectória normal, até à foz. Os canais deste tipo são raros na natureza, existem apenas quando o rio está controlado tectonicamente (linhas de falha) ou quando o seu substracto for rochoso e homogéneo. Caso contrário o rio desviar-se-à fatalmente da sua trajectória. Os canais ramificados, surgem quando um braço do rio volta ao leito principal, formando uma ilha. Esta junção pode verificar-se a dezenas de quilómetros a jusante. O caso mundial mais expectacular é o do rio Araguaia cuja ramificação origina a maior ilha fluvial do mundo, a ilha do Bananal. Os canais meândricos, são canais nos quais os rios descrevem curvas sinuosas, largas, harmoniosas semelhantes entre si, mediante um trabalho contínuo de escavação na margem côncava (ponto de maior velocidade da corrente) e de deposição na margem convexa (ponto de menor velocidade). A origem do termo meandro está ligada ao rio Maiandros (actualmente Menderes) na Turquia. Este tipo de forma meândrica não se restringe aos cursos de água, sendo observado em vales fluviais, glaciares, correntes marinhas e na trajectória dos ventos em altitude (jet-streams). O indíce de sinuosidade é o indicie dos canais fluviais que serve para distinguir os canais meândricos e dos restantes tipos de canais. Este indice traduz a relação entre o comprimento do canal e o comprimento do eixo do seu vale. Considera-se canal meândrico quando o indíce for igual ou superior a 1.5.

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Os meandros não são meros caprichos da natureza, mas sim o resultado de como o rio executa o seu trabalho pela lei do menor esforço. Representam um estado de equilíbrio entre todas as variáveis hidrológicas, a carga detrítica e a litologia por onde corre o curso de água. O meandro constítui o canal mais provável de encontrar, uma vez que ele minimiza o declive, o cisalhamento e a fricção. Desde que se estabeleca num curso de água, a nível duma região, apenas um distúrbio muito intenso o pode alterar. É ampla a nomeclatura descritiva aplicada aos meandros, sendo os termos citados com maior frequência os seguintes: a) Meandros abandonados, são os que não possuem ligação directa com o curso de água actual, quando isolados formam lagoas ou pântanos, sendo numerosos nas planícies aluviais; b) Diques semicirculares ou barras de meandro, correspondem aos bancos que se desenvolvem no lado interno da curva do meandro. O seu desenvolvimento implica o preenchimento da curva do meandro que posteriormente originará os meandros abandonados. c) Faixas de meandros, porção da planície aluvial ocupada pelos meandros; d) Bancos de abaixamento, correspondem à margem côncava e abrupta do rio onde a erosão, por abaixamento basal, conserva a verticalidade das margens; e) Colo do meandro, é o esporão ou pedúnculo que separa os dois braços de um meandro. Sofrendo acção erosiva nas duas frentes, a sua tendência é ser cortado ou estrangulado. f) Point-bars, são áreas baixas arenosas ou de cascalhos, constituídas pelo rio através da deposição, no lado interno das curvas, dos materiais arrancados aos bancos situados a montante. Na nomenclatura dos meandros os aspectos geométricos tidos em conta, são: a) Largura do canal (w), distância perpendicular compreendida entre as duas margens do canal fluvial. A largura pode ser medida nos pontos de inflexão, isto é, no sector localizado no trecho médio do canal, onde o fluxo é simétrico, entre dois arcos meândricos sucessivos. Neste ponto a velocidade distribui-se de forma uniforme; b) Comprimento de onda (�), distância entre os pontos de inflexão de dois arcos meândricos consecutivos, ou entre o eixo de duas curvas meândricas consecutivas localizadas no mesmo lado;

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c) Comprimento do canal (L), distância que acompanha o lineamento da margem do canal, tendo como limites os pontos de inflexão, compreendidos pelo comprimento de onda; d) Amplitude do meandro, distância perpendicular medida entre duas linhas paralelas, que passam pelas uniões dos eixos das curvas e das linhas médias de dois arcos meândricos consecutivos; e) Raio de curvatura, valor do raio da circunferência localizada na curva do meandro da linha média do canal. Esta medida corresponde ao valor do raio médio de curvatura. O canal meândrico é assimétrico, as depressões (pools) de maior dimensão ocorrem nas proximidades das margens côncavas, nos trechos entre as curvas, o perfil transversal é mais simétrico e mais plano devido ao aparecimento de baixios (riffles) (fig. 9.16). A inter-relação existente entre a dimensão do canal, o tamanho do meandro e a descarga, leva a que a explicação da origem dos meandros não esteja relacionada aos obstáculos. Pelo contrário, a presença dos obstáculos bem como a dos afloramentos de rochas, na área dos meandros, originam variações e distorções na padronagem meândrica. Para a génese dos meandros não existe uma teoria satisfatória. De acordo com o tipo de vale, os meandros podem ser: meandros divagantes e encaixados (incised). Os meandros divagantes (livres ou de planície aluvial) originam-se quando as sinuosidades dos rios são de menor escala e independentes do traçado do seu vale. Pelo facto de se localizarem na planície de inundação (aberta e livre), este tipo de meandros desloca-se lateralmente de forma contínua chegando a atingir toda a extensão da planície. O tamanho dos meandros é o reflexo do débito fluvial e do ajustamento entre as variáveis hidráulicas. Schumm (1967) mostrou que a forma e sinuosidade dos canais fluviais depende, em primeiro lugar, do tipo de carga detrítica e, em segundo da descarga fluvial. Nestes canais meândricos a percentagem de silte e argila, é elevada, justificando, provavelmente, a sinuosidade intensa destes canais. Verificou-se também que a sinuosidade diminui de acordo com o aumento da granulometria e da quantidade de carga detrítica. A redução do declive originada pela sinuosidade provoca a diminuição do cisalhamento e da competência. Os meandros encaixados (ou vales) surgem quando o rio e o seu vale são do tipo meandrico e na mesma escala. Em virtude do soerguimento ou abaixamento, os meandros vão-se entalhando nas camadas subjacentes, passando o vale a ter a mesma configuração do rio meândrico antecedente. Segundo Thornbory existem dois tipos de meandros encaixados: meandros entalhados verticalmente (intrenched), vertentes quase idênticas para ambos os lados do vale, e meandros que sofreram deslocamento (ingrown), com vertentes mais

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íngremes nas concavidades e vertentes mais suaves nas convexidades do vale meândrico. É provável que o aumento da sinuosidade ocorra durante o entalhamento (fig. 9.19). Este tipo de meandros encaixados assimétricos encontra-se particularmente bem desenvolvido em estratos horizontais. Os vales são esculpidos pela acção morfogenética fluvial. Rios inadaptados (underfit) são rios que não estão proporcionalmente equacionados ao tamanho dos vales que percorrem. O aumento do débito do rio é acompanhado do poder erosivo e do ajustamento rápido da grandeza do seu vale ao seu tamanho. Se o volume é superior ao tamanho do seu vale, o rio é inadaptado para mais (overfit). No caso dos meandros fluviais serem muito reduzidos em relação à dimensão do seu vale, então os rios são desproporcionados para menos (underfit). Geralmente são rios que tiveram um volume maior, esculpindo o vale de acordo coma sua potência. e que sofreram uma redução acentuada da sua carga. Podem permanecer indefinidamente nesta condição. Existem numerosos exemplos deste tipo de rios inadaptados “underfit”.

Perfil longitudinal dos rios

O perfil longitudinal é constituído pela representação visual da relação entre a altimetria e o comprimento de determinado curso de água, com o seu declive ou gradiente. O perfil típico é côncavo para cima, com os declives maiores na direcção nascente e com valores cada vez mais suaves na direcção do nível de base. Os rios que apresentem este tipo de perfil são considerados equilibrados, razão pela qual o perfil longitudinal é normalmente designado por perfil de equilíbrio longitudinal. O perfil longitudinal resulta do trabalho do rio em toda a sua extensão para manter o equilíbrio entre a capacidade e a competência, de um lado, e a quantidade e o calibre da carga detrítica, do outro. Se a capacidade e competência forem maiores do que as requeridas para transportar a carga que lhe é fornecida, o rio deverá baixá-las através de modificações na morfologia e declive do canal. Inversamente, se a capacidade e competência do rio forem menor, o rio deverá aumentá-la através de modificações na morfologia e declive do seu canal. Em resumo, verifica-se que no canal fluvial haverá aumento, de montante para jusante, do débito, largura e profundidade do canal, da velocidade média das águas e do raio hidráulico. Haverá diminuição do tamanho dos sedimentos, da competência do rio, da resistência ao fluxo e do declive. Em consequência do comportamento e do ajuste destas variáveis, o perfil longitudinal surge como a resposta ao controlo, exercido por estes factores, e não como um factor controlante e independente.

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O equilíbrio fluvial

A ideia da existência de um perfil de equilíbrio foi inicialmente proposta no século XVII, quando Guglielmi verificou que um rio modificava o seu canal, erodindo ou depositando, até alcançar um equilíbrio entre a energia e a resistência. Observou também que tais perfis de equilíbrio eram côncavos e que os seus declives variavam com a velocidade do fluxo, carga e tamanho do material do leito. Grove K. Gilbert, em 1887, foi quem primeiro empregou o termo “rio equilibrado” (graded stream) para designar o ajuste entre os sectores de um rio e os elementos da sua rede de drenagem. Em 1968 M. Morisawa considerou que um rio equilibrado era o rio que tinha atingido o seu estado de estabilidade, após um determinado período de tempo, de tal modo que a água e a carga detrítica que entravam no sistema eram compensadas pelas que dele saiam. O estado de estabilidade é atingido e mantido pela interacção mútua das características do canal, tais como declive, forma do perfil transversal, rugosidade e padrão do canal. É um sistema auto-regulador, qualquer alteração nos factores controlantes causará um deslocamento em determinada direcção que tenderá a absorver o efeito da mudança. 4.3 - Formas de relevo deposicionais fluviais A deposição da carga levada pelos rios ocorre quando há diminuição da competência ou capacidade fluvial. Esta diminuição pode ser causada pela redução do declive, e pelo aumento ou diminuição do calibre e volume da carga detrítica. Entre as várias formas originadas pela sedimentação fluvial destacam-se os depósitos do canal, os depósitos da margem do canal acumulados ao longo ou no seu interior, “overbank deposits” e os depósitos das margens dos vales, acumulados na base das vertentes dos vales. 4.3.1 - Planícies de inundação As formas topográficas do leito constituem categoria ampla, abrangendo toda e qualquer irregularidade produzida no leito de um canal aluvial pela interacção entre o fluxo de água e a movimentação de sedimentos. Nos canais fluviais, a rugosidade do material detrítico componente do leito e das margens e a configuração topográfica do leito oferecem resistência ao fluxo. A dinâmica do fluxo, os mecanismos de transporte e os processos morfogenéticos que actuam no curso de água só agem quando possuem forças suficientes para ultrapassar essa resistência. Devido à inconsistência do material detrítico, há facilidade para a movimentação dos sedimentos e para a esculturação de formas topográficas.

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Nesta perspectiva, a topografia do leito surge como de natureza deformável e de rápida mutabilidade. Em virtude das diversas variáveis envolvidas, torna-se difícil apresentar um critério plenamente satisfatório para classificar as formas topográficas do leito. Usando o critério da intensidade crescente do fluxo, Simons e Richardson demonstraram a seguinte sequência de formas: a) leito plano sem movimentação de sedimentos; b) ondulações de pequena escala (ripples); c) ondulações de grande escala (ondas de areia ou dunas), com superimposição de ondulações pequenas; d) dunas; e) formas de transição entre ondulações grandes e leitos planos; f) leitos planos com movimentação de sedimentos, e h) antidunas em movimento. Nas experiências realizadas, a sequência entre leito plano sem movimentação de sedimentos e as formas de transição, ocorreu em condições de fluxo turbulento tranquilo, enquanto as demais ocorrem sob condições de fluxo turbulento rápido. Se aplicarmos o critério morfológico, tais formas representariam os seguintes tipos: a) leitos planos, b) ondulações ou marcas ondulares, e c) dunas e antidunas. Estas categorias representam as formas cuja disposição é transversal ao fluxo principal e foram as mais estudadas. Entretanto, no leito fluvial também existem categorias de formas alinhadas paralelamente à direcção do fluxo, com disposição longitudinal, produzidas por movimentos secundários, helicoidais, originados pela instabilidade do fluxo. Embora apresentem semelhança nos processos responsáveis pela sua formação, os elementos longitudinais variam muito em tamanho, morfologia e na densidade de distribuição no leito do canal. A planície de inundação é a faixa do vale fluvial, periodicamente inundada pelas águas de transbordamento provenientes do rio, composta por sedimentos aluviais. Embora esta definição seja razoável, a planície de inundação pode ser definida e delimitada por critérios diversos, conforme a perspectiva e os objectivos dos investigadores. Para o geólogo, é a área do vale fluvial recoberta com materiais depositados pelas cheias; para o hidrólogo, é a área do vale fluvial períodicamente inundada por cheias de determinadas magnitudes e frequências (nível das cheias com intervalo de recorrência de 10 anos, por exemplo); para o lesgilador, é a área delimitada e definida pelo estatuto do uso da terra; para o geomorfólogo, a planície de inundação apresenta uma configuração topográfica específica, com formas de relevo e depósitos sedimentares relacionados com as águas fluviais, na fase do canal e na de transbordamento. Nos trechos de canais anastomosados, a planície de inundação não é muito característica nem contínua, porque existem muitas ilhas e bancos detríticos a dividir o fluxo e porque os elementos topográficos se modificam rápida e contínuamente. As planícies de inundação são formadas por aluviões e por materiais variados, depositados no canal fluvial ou fora dele. Na vazante, o escoamento erestringe-se ao canal fluvial,com o progressivo abaixamento do nível das águas onde, o rio deposita parte da carga

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detrítica. Ao contrário, no período de cheias, a elevação do nível das águas conduz, muitas vezes, à inundação das margens e das áreas marginais mais baixas. O período durante o qual as margens estão inundadas assinala a descontinuidade entre o sistema do canal fluvial e o sistema da planície de inundação. Até atingir o período de margens inundadas, o escoamento das águas processa-se no interior do canal e origina diversas formas topográficas. Ultrapassado este período, considerado como igual ao débito de 1.58 anos de intervalo de recorrência, as águas espraiam-se e há relacionamento diferente entre as variáveis da geometria hidráulica. Embora englobando o canal fluvial, como um subsistema, a planície de inundação não deve ser confudida nem caracterizada pelos processos e formas de relevo desenvolvidas no canal fluvial. As planícies de inundação desenvolvidas em trechos de canais meândricos apresentam topografia altamente diversificada e são consideradas as mais importantes. O canal meândrico, em geral, situa-se numa faixa aluvial que, altimetricamente, se encontra a decímetros ou metros acima das áreas marginais baixas adjacentes, conhecidas como bacias de inundação. A migração das curvas meândricas leva a que muitos aspectos topográficos relacionados com a erosão e sedimentação nos canais tais como cordões marginais convexos e meandros abandonados, integrem a configuração topográfica da planície de inundação. Para além destas formas de relevo, existem outras formas de relevo desenvolvidas por processos de sedimentação que ocorrem fora do canal, na superfície da planície de inundação, os diques marginais, sulcos, depósitos de recobrimento e bacias de inundação constituindo e que constituem também elementos característicos de sua composição. A figura 3.4 ilustra a distribuição dos diversos elementos topográficos. Os diques marginais são saliências alongadas compostas por sedimentos, depositados nas marens dos canais fluviais quando o fluxo os ultrapassa. A corrente fluvial, ao transpor as margens, é freada e abandona parte de sua carga permitindo a edificação do dique marginal. Os diques mais nítidos são os diques constituídos pela deposição de areias finas e médias em suspensão, bruscamente abandonadas devido à rápida diminuição da velocidade na corrente quando transborda a margem. Nos casos em que as águas dos canais são menos rápidas, só as argilas e os colóides saem do leito menor, permanecendo a areia nas camadas inferiores da água, sob a cota de transbordamento. A sua deposição é progressiva e o dique marginal, menos nítido, inclina suavemente para o exterior na direcção da bacia de inundação. Os detritos mais grosseiros, no esquema geral, depositam-se na proximidade do canal enquanto os mais finos são carregados para locais mais distantes. A taxa de deposição diminui com a distância de afastamento do canal, originando na direcção da bacia inclinações suaves. A elevação máxima do dique localiza-se nas proximidades do canal, onde forma margens altas e íngremes externamente na direcção das bacias de inundação a inclinação é suave. A largura do dique oscila entre valores que variam entre metade e quatro vezes mais do que a largura do

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canal, e em altura a amplitude varia entre poucos decímetros a mais de 8 metros, dependendo do tamanho do rio e do calibre do seu material. A altura máxima do dique indica o nível mais alto alcançado pelas águas durante as enchentes. Durante as cheias, grande quantidade de água e de sedimentos é dirigida para as bacias de inundação, a maior parte do transbordamento ocorre nas margens côncavas, e o excesso de água segue por caneluras e sulcos escavados nos diques marginais. Estes sulcos transversais possuem padrão e sistemas de drenagem próprios. Desde que iniciado o sulco, as águas das cheias aprofundam o novo canal e desenvolvem um sistema de canais distributivos sobre a superfície da face externa do dique e sobre a da bacia de inundação. Por vezes, esse sistema pode apresentar grandeza de diversas centenas de metros, mas geralmente corresponde a alguns metros até poucas dezenas. Os sedimentos erodidos no dique e os transportados pelas cheias depositam-se em forma de leque, com espessura reduzida, de alguns decímetros a poucos metros, estendendo-se como depósitos de recobrimento desde o dique em direcção à bacia de inundação, através de padrão composto por caneluras anastomosadas ou radiais. As bacias de inundação são as partes mais baixas da planície. São áreas pouco drenadas, planas, sem movimentação topográfica, localizadas nas adjacências das faixas aluviais dos canais meândricos activos ou abandonados. As bacias de inundação actuam como áreas de decantação, nas quais os sedimentos finos levados em suspensão, durante as fases de inundação se depositam, depois dos detritos mais grosseiros se terem depositado nos diques e nos depósitos de recobrimento. Os depósitos das bacias de decantação representam acumulações contínuas e de longa duração, dos sedimentos finos que originam camadas siltico-argilosas de 1 ou 2cm de espessura. A taxa de sedimentação das bacias de decantação é geralmente muito lenta. Os cordões marginais convexos constituem elementos geomorfológicos muito difundidos nas paisagens aluviais, e resultam da sedimentação que ocorre nos canais fluviais meândricos. A expansão da topografia relacionada com os cordões marginais convexos está relacionada com o movimento migratório das curvas meândricas. O cordão marginal convexo representa a deposição do material do leito que ocorre na margem convexa da curva meândrica, duranre a cheia ou em série de cheias. A forma e o tamanho dos cordões marginais variam conforme a grandeza do rio. Em cursos de água pequenos, os cordões são simples elementos deposicionais inclinando-se suavemente em direcção do canal. Nos grandes rios, a sua espessura pode ser semelhante à profundidade da água. No rio Mississipi, mediram-se espessuras de 20 a 25cm, no delta do Niger, de 10 a 15m, no rio Brazos, de 15 a 20m. Nos pequenos rios, a espessura geralmente é de 1 a 3 metros. 4.3.1 - Leques aluviais

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Os leques aluviais representam exemplos de deposição fluvial originados pela diminuição rápida da competência do curso de água. A acumulação do material detritíco na parte jusante do canal de escoamento da torrente origina o cone. A torrente é um curso de água efêmero localizado em áreas de diferença altimétrica muito acentuada, como nas áreas montanhosas e escarpas de serras e planaltos. O escoamento é rápido e ocorre com as chuvas. É possível distinguir três unidades no perfil longitudinal das torrentes: a bacia de recepção, em forma de anfiteatro constituída por uma pequena depressão onde se concentram as águas do escoamento superfícial, através do qual as águas, por efeito da gravidade, começam a descer. por uma calha de secção transversal pequena e profunda. O cone de dejecção constituído pela totalidade dos detritos carregada pela água e acumulada na base do canal de escoamento. Essa sedimentação ocorre porque as águas se espraiam em área de menor declividade e maior largura, o que diminui a competência fluvial e modifica as condições de equilíbrio. O engenheiro E. Surell, em 1841, ao estudar a escolha de local para a instalação de uma barragem para o aproveitamento de energia hidroeléctrica nos Alpes, foi quem primeiro chamou a atenção dos pesquisadores para o estudo das torrentes, propondo algumas leis de seu dinamismo. Procedimento semelhante acontece na pedimentação, onde mecanismo é essencialmente fluvial. Os pedimentos correspondem a superfícies rochosas suavemente inclinadas, talhadas em rochas homogéneas ou de natureza diversa, localizadas no sopé de uma escarpa. A escarpa pode representar uma frente montanhosa ou vertentes íngremes de serras ou relevos residuais, com declives elevados, superior a 25°, que contrastam com os declives mais suaves da superfície aplanada. A passagem brusca entre a escarpa e o pedimento é denominado de ângulo de piemonte ou Knick. O perfil longitudinal dos pedimentos tem sido reconhecido como semelhante a segmentos do perfil dos cursos fluviais, onde os declives aumentam em direcção a montante. A rectilinidade é a componente principal, embora na parte superior possa ocorrer concavidade e na parte externa apareçam convexidades. O declive do pedimento varia de 1°a 7° na parte superior diminuindo gradualmente para jusante, até atingir valores inferiores a meio grau. A forma do perfil transversal é muito variada, principalmente na parte superior, sendo que as comumente encontradas podem ser classificadas em a) aplanada; b) inclinada numa determinada direcção do perfil; c) convexa, como cones aluviais e d) concâva em forma de concha. Sobre o pedimento pode existir uma cobertura detrítica colúvio-aluvial, de espessura variada, oscilando de zero a alguns metros, conforme as descrições. Esses sedimentos são mal selecionados, não-estratificados, e em geral apresentam o carácter de depósitos torrenciais. Tais características denunciam que o sedimento está sendo transportado, o que faz com que o

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pedimento seja considerado como superfície de transporte. A ocorrência mais comum é a de que a cobertura sedimentar ou está ausente, ou é delgada e descontínua a montante, para jusante espessa-se, aplana-se e passa a formar uma cobertura contínua. Este ambiente de sedimentação é designado por playa, bahada ou peripedimento. Também é considerado como pedimento detrítico. Os pedimentos são formas topográficas relacionadas com o regime torrencial de rios efêmeros de regiões de clima seco (áridas e semiáridas) e de estações pluviais contrastadas. Os pedimentos foram primeiramente descritos nas áreas desérticas do Sudoeste dos Estados Unidos, mas a sua presença tem sido verificada em muitas partes da superfície terrestre, tais como na zona mediterrânica, continente africano (mormente na região saheliana), no continente asiático e no Nordeste brasileiro. Michel Archambault considera que tais formas podem ser encontradas em ambos os hemisférios entre as latitudes de 10°a 45°. Para se explicar a origem e formação do aplanamento pedimentar, existam duas hipóteses baseadas em dois tipos de escoamento diferentes: a) escoamento aéreo em lençol de água (sheetflood). Foi descrito por W. J. McGee como uma onda de água muito carregada de detrítos, que inicialmente se desloca a velocidade elevada como um cavalo a galope e, que posteriormente vai, perdendo velocidade. A largura pode atingir vários quilómetros e a espessura a montante oscila, em média, de 20 a 25cm, desaparecendo rapidamente para jusante. Em virtude da sua potência, transporta enormes quantidades de material que não seleciona. O fenómeno do sheetflood é muito raro, mas pela grandeza do material transportado, é considerado como um dos processos mais eficientes. Ocorre em áreas de montanha com aguaceiros localizados. b) aplanamento lateral. Neste processo as águas dispersas provenientes da montanha concentram-se em canais (streamflood) na superfície do pedimento, ao longo dos quais escoam. O carácter detrítico grosseiro do pedimento favorece o escoamento em canais do tipo anastemosado. A corrente fluvial alarga e ampla-se lateralmente passando a erodir. Desse modo, origina-se uma superfície aplanada lateralmente pouco extensa e não uniforme. Em qualquer dos tipos de escoamento, o débito diminui para jusante até desaparecer nas baixadas (planícies entre montanhas). Desta forma, as playas e bahadas representam a sedimentação final do escoamento, ou a deposição efectuada nos lagos temporários formados nessas áreas, devido ao represamento natural das águas fluviais. 4.3.3 - Terraços fluviais

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Os leitos fluviais correspondem aos espaços que podem ser ocupados pelo escoamento das águas e, relativamente ao perfil transversal nas planícies de inundação, podem distinguir-se os seguintes tipos (fig. 3.7): a) Leito de vazante, este leito está incluído no leito menor e é utilizado para escoar as águas baixas. Serpenteia constantemente entre as margens do leito menor, acompanhando o talvegue (linha de maior profundidade ao longo do leito); b) Leito menor, é um tipo de leito bem delimitado, encaixado entre margens geralmente bem definidas. O escoamento das águas no leito menor tem a frequência suficiente para impedir o crescimento da vegetação. Ao longo do leito menor existem irregularidades, com trechos mais profundos, as depressões (mouille ou pools), seguidas de partes menos profundas, mais rectilíneas e oblíquas em relação ao eixo aparente do leito, designadas de umbrais (seuils ou riffles); c) Leito maior periódico ou sazonal é o leito ocupado regularmente pelas cheias, pelo menos uma vez cada ano; d) Leito maior excepcional e o leito de escoamento das cheias mais elevadas, as enchentes. É submerso em intervalos irregulares, mas, por definição, nem todos os anos. A relação entre os leitos vazante, menor, maior periódico e excepcional variam de curso para curso e inclusive de um sector a outro no mesmo rio. As delimitações são difíceis de fazer, apenas a existente entre o leito menor e o leito maior é bem visível. Os terraços fluviais representam antigas planícies de inundação abandonadas. Morfologicamente, representam patamares aplanados, de largura variada, limitados por uma escarpa na direcção do curso de água. Quando os terraços são constituídos por materiais relacionados com a antiga planície de inundação, podem ser designados de terraços aluviais. Estes terraços situam-se a uma altura determinada acima do curso de água actual, que, nem mesmo na época das cheias consegue recobri-los. Quando os terraços foram esculpidos, através da morfogénese fluvial, sobre as rochas componentes das encostas dos vales, são designados como terraços rochosos (strath terrace). É útil não confudir estes terraços com os terraços estruturais, que representam patamares localizados ao longo das vertentes e mantidos pela existência de camadas de rochas resistentes. Existem várias hipóteses para explicar o abandono das planícies de inundação, considerada como o preenchimento dum vale previamente entalhado pelo curso de água. Quando uma oscilação climática provoca diminuição no débito, pode ocorrer a formação de nova planície de inundação, num nível mais baixo, embutida na anterior. Nesse caso, não há entalhe no embasamento rochoso do fundo do vale, e tanto o terraço como a planície de inundação localizam-se sobre o mesmo patamar rochoso. Se a oscilação climática provocar

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uma sobrecarga detrítica maior ou originar níveis mais altos de cheias, que levem à agradação do fundo do canal, a planície de inundação primitiva pode ser recoberta ou inundada por novos recobrimentos aluviais. A mesma situação pode resultar dum movimento positivo do nível de base, geral ou local (fig. 3.8c). Também é possível que grande parte da planície de inundação anterior, ou sua totalidade, possa ser removida antes ou durante a formação da nova planície, principalmente nos vales estreitos onde não há grande potencial para o desenvolvimento lateral. A outra alternativa reflecte a possibilidade da planície de inundação se formar num nível mais baixo, sendo a sua formação acompanhada duma nova fase erosiva sobre o embasamento rochoso do fundo do vale. Esse entalhamento pode resultar de movimentos tectónicos, do abaixamento do nível de base ou de modificações no potencial hidráulico do rio, originando a formação dos denominados terraços encaixados. Deve-se considerar que os terraços só aparecem nas figs. 3.8b e 3.8d, formando os embutidos e os encaixados. Na fig. 3.8c, a deposição fluvial forma uma planície de inundação em nível mais elevado que a anterior e não há condições morfológicas para a caracterização dos terraços. Quando os terraços se dispõem dum modo semelhante ao longo das vertentes opostas do vale, são denominados por terraços “parelhados”, no caso contrário, são considerados como terraços isolados. O primeiro tipo reflecte uma longa aplanação lateral seguida do entalhe rápido no sentido vertical do rio, enquanto o segundo reflecte o deslocamento do entalhe na direcção duma das margens, como no caso dos meandros (fig. 3.9). Várias hipóteses foram propostas para explicar a formação de terraços. A primeira proposta por William Morris Davis, em 1902 relaciona-se com a tendência contínua do entalhamento fluvial até atingir o perfil de equilíbrio. A segunda apresentada por Henri Baulig (1935) no seu famoso trabalho “The changing sea level”, considera os terraços resultantes da influência regressiva dos epiciclos erosivos relacionados com os movimentos eustáticos. As oscilações do nível do mar, por causa das glaciações, promovem modificações na posição do nível de base geral dos rios e ocasionam fases erosivas (epiciclos, quando das regressões marinhas) e fases deposicionais (quando das transgressões marinhas). A terceira hipótese está ligada às oscilações climáticas. Nessa perspectiva, nas regiões intertropicais, durante as fases de clima húmido haveria entalhamento dos rios, e durante as fases secas, em virtude da maior quantidade de detritos oriundos das vertentes, aplanamento lateral. Esse modelo interpretativo foi posteriormente completado por João José Bigarella, e tem servido de base a inúmeros trabalhos de pesquisa de campo. A quarta hipótese interpretativa de John Hack (1960) procura relacionar os terraços com o equilíbrio dinâmico dos cursos de água. A cartografia dos depósitos superficiais no vale do rio Shenandoah, revelou que os terraços são mais comuns nas áreas de rochas brandas, ao longo de rios provenientes das áreas de rochas duras. Essa distribuição sugere que

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os terraços são preservados porque eles contêm material detrítico mais resistente que a rocha subjacente, visto que os elementos depositados são arrancados e transportados desde as áreas de rochas resistentes. A deposição ocorre porque o rio, quando carrega e transporta os detritos mais grosseiros das rochas resistentes, apresenta declives e competência elevada mas ao chegar à área de rochas tenras, o seu declive e competência diminuem originando um desiquilibrio que leva à deposição de parte da carga transportada. Por este motivo os terraços não são comuns nas áreas de rochas homogéneas, qualquer que seja a sua litologia uma vez que não existe contraste entre resistência do materail que constituí a carga do rio e a rocha através do qual ele se desloca. Vários critérios devem ser empregues no estudo dos terraços a fim de melhorar a sua correlação e precisar a sua sucessão. Entre os mais importantes citam-se a sedimentologia (natureza, granulometria, estratigrafia, etc.), a evolução pedogenética, a correlação altimétrica e as datações geocronológicas absolutas. 4.3.4 - Tipos de vales fluviais O estudo dos vales fluviais é complexo, uma vez que envolve a acção dos cursos de água e os processos morfogenéticos que actuam nas vertentes. Das várias definições existentes para os vales, a mais abrangente é a definição que considera os vales como formas de relevo esculpidas como depressões longitudinais, de dimensão e aspecto variados, ocupadas pelos cursos de água. Os vales podem classificar-se em função da sua génese, controlo estrutural e forma do perfil transversal. A classificação genética, que expressa a localização do curso de água em relação com a inclinação e direcção da topografia inicial, considera os vales divididos em consequentes, subsequentes, antecedentes e obsequentes. Vales Consequentes, são vales controlados pela inclinação original da topografia. Encontram-se em planícies aluviais, cones de dejecção e planícies costeiras levantadas. Na maioria dos casos este tipo de vales é muito difícil individualizar. Vales Subsequentes, são vales que se deesnvolvem ao longo de camadas de rochas fragéis e em estruturas monoclinais ou periclinais, de acordo com a inclinação normal das camadas. Este tipo de vales adopta-se bem à estrutura. Vales Insequentes, são vales cujo desenvolvimento não revela ser controlado nem pela estrutura nem pela inclinação topográfica inicial, faz-se de modo aleatório. São comuns nas áreas de rochas magmáticas ou sedimentares homogéneas, como por exemplo as áreas de "bad-lands".

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Vales Obsequentes,são vales que apresentam direcção contrária à do vale consequente original. A classificação genética é pouco utilizada uma vez que conduz facilmente a erros em virtude de interpretações que não podem ser demonstradas. A classificação dos vales baseada no controlo estrutural considera os vales em função dos tipos de estruturas geológicas que controlaram a sua evolução. Vales Homoclinais, são vales que seguem, no flanco das dobras ou nas estruturas monoclinais, as camadas de rochas brandas. Geralmente coincidem com os vales subsequentes da classificação genética. Vales Anticlinais, são vales que seguem os eixos dos anticlinais que foram entalhados. Vales Sinclinais, são vales que seguem os eixos dos sinclinais. Vales de Falha, são vales que seguem as depressões originadas como consequência directa das falhas. No entanto os vales de linha de falha são os vales que resultam da erosão que segue as linhas de falha. Os vales de diaclases são vales pertencentes a cursos de água, ou apenas a trechos, controlados por sistemas de diaclases. De acordo com o perfil transversal, os vales classificam-se em um número quase infinito de tipos, em virtude das mudanças que surgem. No entanto os tipos fundamentais são apenas seis. Vales em Garganta (canhão), são vales estreitos e muito profundos, com vertentes quase verticais. Encontram-se em áreas de rochas resistentes, onde, quando a amplitude altimétrica é elevada, podem apresentar centenas de metros de profundidade. Dois sub tipos se podem individualizar. O primeiro ocorre em regiões com rochas brandas onde os rios de elevado declive e potencial erosivo se podem entalhar rapidamente no sentido vertical, sem que se verifique alargamento no sentido horizontal. Neste tipo de vales, por vezes, as vertentes apresentam saliências, como marquises, que tornam a largura do vale na parte superior menor do que a largura do vale observada no fundo. O segundo subtipo ocorre nas regiões com rochas sedimentares horizontais e de diferentes graus de resistência. Os cursos de água ao atravessarem rochas com durezas distintas, originam vários patamares estruturais, que a nível das camadas mais resistentes formam degraus. O exemplo mais expectacular é o do perfil transversal do rio Colorado do Grand Canyon. Vales em forma de V, são vales com perfil transversal em forma de V e de vertentes simétricas, esculpidos, geralmente, em material homogéneo. Indicam uma relação equilibrada entre o entalhamento eo alargamento e representam o tipo de vales mais comum. Vales em Calha (magedoura), são vales que apresentam um alargamento progressivo do seu fundo. Quando o entalhamento fluvial diminui, aproximando-se do zero, dá-se o alargamento do fundo do vale através da expansão da planície de inundação, cujos limites

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com as vertentes se traduzem em linhas nítidas, indicadoras das rupturas de declive. O perfil transversal destes vales varia de acordo com a inclinação das suas vertentes. Quando a planície de inundação é muito extensa e as vertentes muito inclinadas (rebaixadas), o perfil transversal do vale é muito suave com a linha de ruptura, entre a planície e as vertentes, quase imperceptível. Vales com Terraços Fluviais, são vales constituídos por uma sucessão de vários degraus com sedimentos resultantes duma sucessão de fases de acumulação e de entalhamento. Estes degraus não se relacionam com a possível sucessão de camadas de resistência diferente que possam existir. Vales Assimétricos, são vales cujo perfil transversal apresenta vertentes muito diferentes, uma suave e outra escarpada. Originam-se nas áres com estruturas monoclinais e dobradas, em materiais com resistências distintas. Ocorrem também nos canais meândricos encaixados, quando se verifica o deslocamento e a ampliação das curvas dos meandros surgindo uma esculturação dissimétrica do seu vale. Este tipo de vales corresponde aos tipos homoclinais ou subsequentes das classificações anteriores. Vales com perfil em U, são vales de fundo, geralmente, amplo e plano de vertentes íngremes, quase verticais e rectilíneas, possuindo bacias fechadas, degraus e rochas aborregadas. Estes vales são originados por uma sucessão de fases fluviais e glaciárias, fundamentalmente em rochas resistentes. Ao longo do vale principal os vales subsidiários desembocam a níveis diferentes, com uma diferença altimétrica nítida, constituindo os Vales Suspensos. Actualmente, o curso de água que prolonga o vale é nitidamente desproporcional em relação ao tamanho do vale que ocupa. Os vales de perfil transversal em forma de U não se restringem apenas às áreas que sofreram glaciações, sendo a sua presença verificada noutras regiões, inclusive nas regiões de relevo cársico. Vales Meândricos, são vales que apresentam sinuosidades regulares, originados pelo encaixe de meandros. Os meandros, em virtude duma elevação regional ou dum abaixamento do nível de base, vão-se entalhando nas camadas subjacentes, passando o vale e o rio meândrico antecedente à mesma configuração. Existem dois tipos de vales meândricos: os vales meândricos entalhados verticalmente e com vertentes quase idênticas para ambos os lados e os vales meândricos que sofreram um deslocamento que originou vertentes mais íngremes nas concavidades e vertentes mais suaves nas convexidades dos meândros. Vales de Rios Inadaptados, são vales que correspondem a cursos de água que não estão proporcionalmente adaptados ao tamanho dos vales que percorrem. Existem dois tipos básicos de vales de rios inadaptados. O primeiro tipo corresponde a rios cujo volume é superior e desproporcional ao tamanho do vale (overfit). É dificil encontrar exemplos deste tipo, uma vez que o aumento do

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débito é acompanhado do aumento do poder erosivo e do ajustamento rápido da grandeza do vale à dimensão do rio. O segundo tipo de vale de rio inadaptado corresponde aos cursos de água cujo volume é inferior ou desproporcional para menos, em relação ao tamanho dos vales onde estão instalados (underfit). Geralmente estes vales correspondem a rios que inicialmente tiveram maior volume e que esculpiram o vale de acordo com a sua energia, e que posteriormente sofreram acentuada redução do seu volume. Dentro do subtipo underfit reconhece-se actualmente o tipo Osaga (osage river). Neste tipo de vale o canal apresenta uma sequência de depressões e soleiras espaçadas de acordo com as características hidráulicas, mas cujas distâncias ficam muito aquém das permitidas pelo tamanho do vale. As depressões ocorrem em número superior ao permitido pelo tamanho das curvas do canal. Vales Epigénicos são vales originados por um processo de epigenia. A epigenia consta do processo de entalhamento dos cursos de água, indistintamente, através de rochas brandas e duras, a partir duma superfície ou cobertura sedimentar superior ou anterior. A epigenia ocorre por superimposição e por antecedência. Na epigenia por superimposição o rio estabelece-se sobre uma estrutura determinada e, após o entalhamento devido a um erguimento continental ou abaixamento do nível marinho, encontra estruturas diferentes, que corta, indistintamente o rio, todavia, mantém o seu curso por superimposição e mantém a mesma direcção de escoamento. O rio estava adaptado às estruturas iniciais, mas não se adapta às profundas, por elas serem diferente. A superimposição conduz à inadaptação a nível das rochas duras, que se manifesta em gargantas, que não eram visiveis no inicio da dissecação. Na epigenia por antecedência a área sobre a qual os cursos de água se estabelecem é afectada por movimentos tectónicos. A intensidade tectónica não foi acentuada, uma vez que permitiu que o rio conservasse o seu percurso original e entalha-se a área à medida que ele se elevava. Exemplos deste tipo ocorrem quando blocos falhados se elevam, conseguindo os rios atravessá-los ao mesmo tempo que estes se elevam. Vales Secos, são vales presentes nas áreas cársicas, originados pela erosão normal e pela intervenção das águas quando se infiltram no calcário. Nos vales com exsurgências intermitentes a sua evolução segue o ritmo fluvio-cársico. Nos vales destituídos de exsurgências, mas de grande inclinação, as águas provenientes da escorrência, que escaparam parcialmente à imediata infiltração, executam um trabalho mecânico. 5 - PROCESSOS E FORMAS DE RELEVO EÓLICAS

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5.1 - Actividade eólica Os ambientes eólicos caracterizam-se pela presença do vento como agente principal de transporte, sedimentação e geomorfológico. A maior parte da sedimentação eólica ocorre nos desertos, costas arenosas, planície aluviais e áreas circundantes de línguas glaciares ou de gelo. Nestes ambientes os processos eólicos desempenham um papel fundamental no desenvolvimento das formas de relevo e das áreas de acumulações maciças de areia no interior de desertos. A condição indispensável para que o vento possa actuar é a ausência de cobertura vegetal ou de solo. Do ponto de vista climático os meios eólicos podem encontram-se tanto em regiões com climas áridos como húmidos. Os desertos e as planícies aluviais adjacentes a topos glaciares correspondem a meios eólicos de regiões com climas áridos, as costas arenosas pertencem tanto a regiões áridas como húmidas. 5.1.1 - Formas de relevo, sua distribuição global A maioria das formas de relevo originadas pelo vento encontram-se localizadas no interior dos desertos quentes, nos ambientes glaciaires e litorais são em menor número. As formas de relevo mais expectaculares são as dunas, constituídas pela acumulação de areias, algum silte e em raras ocasiões argila, transportados e depositados pelo vento. As dunas podem apresentar formas muito variadas. As areias que servem para formar as dunas não se espalham pelas regiões desérticas, mas antes se concentram em mares de areias ou ergs. Foi estimado que 85% desta areia está contida nos ergs activos que se desenvolvem numa área de cerca de 32.000 km2. Os ergs activos estão mais ou menos confinados a áreas com de precipitações anuais da ordem de 150mm enquanto que os ergs fixos ou relíquia (estabilizados pelos efeitos da vegetação) se encontram em franjas subhúmidas de regiões áridas (fig. 10.1). Alguns ergs activos são enormes, destes o maior é Rub Al Khali da Arábia Saudita com uma área de 560.000 km2. 5.1.2 - Transporte e sedimentação eólicos Os desertos constituem na actualidade o ambiente eólico de maior extensão superficial e de maior variedade de sedimentos. Os desertos localizam-se em áreas com precipitações inferiores a 250ml, e taxas de evaporação e temperaturas elevadas. Os desertos tropicais, localizados em latitudes médias ou baixas (10° a 30°), ocupam 20% da superfície da terra. A alteração predominante nestes ambientes é a alteração mecânica devido à escassez de água.

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As variações de temperatura entre o dia e a noite, que podem alcançar 50°C. de diferença, provocam a fragmentação das rochas segundo superfícies de descontinuidade, tais como planos de estratificação, diaclase, etc. O material resultante deste tipo de alteração, que abrange uma extensa gama de tamanhos, é transportado por correntes efémeras, formadas em épocas de chuvas, até à parte de relevo mais baixa. Quando a acção de transporte da água cessa o material de maiores dimensões, deposita-se e o material de menores dimensões (areias e limos) passa a ser transportado pelo vento. O transporte efectuado pelo vento recebe o nome de deflação e, mediante ele as partículas podem ser levadas até regiões peridesérticas. Foi estimado que entre 130 a 800 Mt de material é deflaccionado anualmente dos continentes e que só o Sahara representa cerca de 60 a 200 Mt desse total. A alteração química nos desertos reduz-se ao um enfraquecimento das rochas, como consequência das reacções produzidas pelo depósito de rocío, durante a noite, sobre a superfície. O transporte dos sedimentos pelo vento, similar ao da água, faz-se de três modos diferentes: suspensão, saltação e deslizamento superficial (creep) (fig. 12.2, 12.3 e 12.5). Em suspensão são transportados os materiais da fracção limo, as areias mediante uma combinação de saltação e deslizamento superficiais e deslizando sobre a superfície, após serem golpeados pelos grãos que vão em saltação, os tamanhos grosseiros. Esta forma de transporte confere aos grãos uma forma arredondada e uma superfície picotada, em virtude dos sucessivos impactos que recebem dos outros grãos. Se o grão sofre um transporte muito longo, caso das areias desérticas, o picotado alarga-se a toda a superfície, conferindo-lhe um aspecto mate ou esmerilado, se, ao contrário, as distâncias percorridas forem pequenas, como sucede nalgumas dunas costeiras, o picotado superficial é incompleto. Contudo é preciso ter atenção, pois em determinadas séries antigas podem encontrar-se areias cujos grãos de quartzo apresentam um aspecto semelhante, originado pela dissolução da sílica. O tipo de sedimentos presentes no deserto depende do estado de desenvolvimento do mesmo. Durante o processo de "desertificação" três fases se diferenciam: — fase juvenil, caracterizada por um relevo montanhoso, com escassas mas fortes precipitações; estas erosionam as zonas elevadas, sendo o material resultante transportado para as zonas baixas, por correntes temporais que as chuvas originam. Estas correntes, de crácter muito esporádico, circulam durante períodos de tempo muito breve, depositando o material no próprio canal e na zona inferior deste. Nas épocas secas o vento pode remobilizar parte deste material e preencher também os canais com as partículas que transporta. Deste modo, as correntes seguintes terão que originar novas escavações. Como resultado formam-se depósitos análogos, de certo modo, aos dos leques fluviais cinestemosados. Á medida que o relevo se vai degradando, as correntes formadas nas épocas de chuvas vão sendo progressivamente mais fracas. Ao mesmo tempo, como consequência dos

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sedimentos acumulados, apenas correm sobre a superfície. Devido a tudo isto produz-se um incremento na importância da acção eólica; — fase de maturidade, o papel da água tem menos importância do que o do vento; não obstante, continua havendo erosão nas zonas de relevo, com o consequente depósito de materiais grosseiros. Os sedimentos arenosos começam a adquirir um notável desenvolvimento; — fase senil, as precipitações sofrem uma diminuição muito importante devido ao arrasamento do relevo, o clima torna-se mais árido. O trabalho da água é quase nulo, permanecendo o vento como agente energético do meio. 5.2 - Erosão eólica 5.2.1 - Deflação e abrasão ou corrasão A deflação é o transporte dos restos movéis e finos, tais como os solos formados fora dos períodos húmidos predesérticos, ou os restos provenientes da alteração actual das rochas pelo vento. Como resultado, deste processo de transporte, obtém-se a triagem dos materiais, no local permanecem apenas os mais grosseiros, uma vez que os mais finos são levados. Este material grosseiro, calhaus, origina verdadeiros pavimentos que protegem os elementos finos que recobrem. Esta paisagem é conhecida como pavimentos desérticos ou pavimentos de pedras. No caso da rocha ser pouco coerente pode resultar esburacada. A corrasão é o ataque da rocha, mesmo dura, pelos materiais transportados pelo vento, nomeadamente os grãos de quartzo. A sua acção é comparável à dos jactos de areia utilizados como decapantes na indústria. Esta acção resulta sobretudo ao nível do solo, uma vez que a carga transportada pelo vento diminuí acima duma altura da ordem de 1 a 2 metros. No entanto não é evidente que a corrasão seja a única acção responsável pelas formas cogumelo encontradas nos desertos. O mesmo não se passa com a fragmentação da rocha, mais forte junto do solo onde as variações térmicas são mais pronunciadas, e o processo de formação dos "Taffoni" onde a acção de corrasão é concerteza mais importante. 5.2.2 - Formas de relevo erosionais Pavimentos de pedras. Um número grande de desertos esta coberto não por areias, mas por depósitos de revestimento que contêm partículas da dimensão dos calhaus ou seixos.

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Estes depósitos normalmente de espessura reduzida revestem superfícies constituídas por finos leitos cobrindo material mais fino. Quando estes revestimentos de calhaus têm carácter contínuo as superfícies que revestem são denominadas pavimentos desérticos (desert pavements ou stone pavements). Inicialmente esta forma de relevo erosional foi atribuída à acção de deflação do vento em depósitos aluviais. Actualmente, contudo, argumenta-se que a distribuição dos materiais, finos e grosseiros, observada a nível dos pavimentos explica-se muito melhor com o processo de infiltração progressiva das areias eólicas e do silte, proveniente de áreas de acreção, nos seixos e calhaus aluviais. Ventifactos (ventifacts). São calhaus, blocos e seixos dos desertos com faces, e polidas originadas pela acção abrasiva do vento com areias. As facetas são produzidas com ângulos entre 30° e 60°, sendo uma delas perpendicularmente à direcção do vento dominante, e as outras oblíquas a essa direcção. Dreikanter. São calhaus com forma de pirâmide com três arestas, originadas pela deflação sem o calhau ter de bascular no solo. Yardang. São cristas e depressões de formas e dimensões variadas alinhadas de acordo com a direcção predominante do vento. As yardangs desenvolvem-se fundamentalmente em litologias pouco coerentes tais como os sedimentos lacustres onde atingem 10 metros de altura e mais de 100 metros de comprimento. O maior número destas formas de relevo encontra-se ligado a ambientes lacustres contudo podem ocorrer em rochas extremamente resistentes como o granito e quartzito tal como acontece na parte oeste do Egipto. Cavidades de deflação (deflation hollows). São formas de relevo constituídas por depressões pouco profundas semelhantes, em escala, às yardangs, encontradas ao longo de muitos desertos de regiões de relevo reduzido. As suas dimensões vão desde formas com mais ou menos 1 metro de profundidade por, apenas, poucos metros de comprimento a formas com dimensões que entram no domínio de macrobacias. Pans. São cristas localizadas nas bacias de grandes dimensões que se encontram encerradas nos desertos. Estas bacias são conhecidas desde a primeira exploração destas regiões, mas a extensão e regularidades destas cristas de dimensões que excedem 100 metros de um lado ao outro lado, apenas foi inteiramente apreciada com o advento da imagem de satélite. Estas formas erosionais são muito abundantes no SE de África onde atingem mais de 100 metros de profundidade e mais de 100km de um lado ao outro. Algumas estão orientadas ao longo das linhas de drenagem, outras localizam-se nas selhas entre as dunas, mas as de menor escala representam a acção dum processo de deflação localizado. Em todas as situações os seus longos eixos estão alinhados com a direcção predominante do vento. A maior concentração de grandes bacias parece localizar-se no Egipto onde cobrem mais de 70.000km2, com profundidades máximas de 250 metros. A depressão do Quatar atinge uma

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profundidade de 134 metros abaixo do nível do mar e tem um volume de 3200km3. Em imagem de satélite foi possível observar no SE das margens do Planalto do Tibesti no Norte de África as maiores cristas atribuídas a uma acção eólica. Estas formas de relevo cobrem uma área de 90.000km2. 5.3 - Formas de relevo deposicionais 5.3.1 - Ripples As ripples de areia localizadas nos desertos apresentam grande extensão lateral, com cristas direitas ou ligeiramente sinuosas, dispostas transversalmente à direcção do vento. O seu índice vertical de ripple está compreendido entre 30°-35°, se bem que possam aparecer ripples aplanadas, com índices que atingem 50°-60° (GLENNIE, 1970). Tal como as cristas, também as ripples apresentam o material grosseiro na parte mais alta. Em corte, pode observar-se o seu carácter assimétrico, com o flanco mais suave virado para a direcção donde o vento procede. A sua génese parece dever-se à instabilidade duma superfície plana sobre a qual a areia se desloca. As dimensões das ripples aumentam com a dimensão da partícula, a sua altura que depende de vários factores, entre os quais se encontra o tamanho das partículas situa-se entre 1 a 500mm e o seu comprimento entre 0.01 a 5 metros. 5.3.2 - Dunas As dunas são, como já dissemos, as acumulações mais importantes e mais espectaculares de areias. As formas mais frequentes de dunas são as longitudinais (seifs), transversais e equidimensionais. As dunas transversais são caracterizadas por possuirem a sua maior dimensão perpendicular à direcção do vento dominante, assim como por ter e terem, em geral, cristas praticamente direitas. Num corte paralelo à direcção do vento dominante numa duna pode observar-se, no terço inferior, uma estratificação cruzada em foreset, de grande escala, com cruzamentos da ordem de 30°-40°; a parte superior é formada por sets com cruzamentos de muito suaves, horizontais e também com ângulos de 11°-15°. As Barkhanes são um tipo especial de dunas transversais, que em planta apresentam forma de meia lua com as suas extremidades dispostas a favor do vento. Comuns na Ásia Central e também no Sahara a sua altura varia de 4.5 a 40m e a distância entre as extremidades oscila entre 5 e 400m. As formas mais perfeitas localizam-se sobre substractos rochosos, onde a quantidade de areia transportada é reduzida, a quantidade de areia aumenta-se a altura das cristas diminui produzindo a sua união. As dunas complexas podem originar-se desta forma. As extremidades das barkhanes de países temperados, rapidamente fixadas pela

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vegetação, não avançam mais do que o seu centro, mas com a sua parte central é mais alta, o vento pode aí escavar em turbilhão uma cavidade. As dunas longitudinais mais conhecidas são as denominadas de seif. Para uns estas dunas formam-se como consequência da acção de ventos que sopram com direcções de 90° umas em relação às outras e dispõem-se paralelamente à direcção do vento resultante destas direcções. Outros (MCKEE, 1966) afirmam que a sua origem relaciona-se com fluxos helicoidais de vento que ao aquecer originam turbilhões em forma de rolo, localizados nas depressões situadas entre duas dunas com eixos horizontais e paralelos à direcção do vento. O movimento no interior dos rolos faz-se no sentido contrário para as dunas localizadas nas proximidades do solo, afastando-se delas para a parte superior. Como consequência a areia é removida das depressões e acumulada nas zonas de convergência dos ramos ascendentes. Finalmente para Folk (1971) a formação das dunas longitudinais requer: a) grande extensão e potência de material solto (geralmente corresponde a planícies de inundação); b) nível freático profundo e vegetação escassa; c) grandes extensões de planícies destruídas, desvastadas e d) movimento de ar forte na direcção predominante. As dunas equidimensionais ou dunas em estrada desenvolvem-se em regiões com ventos efectivos com diferentes direcções. A sua altura oscila entre 10 e 30m, sendo o diâmetro de poucas centenas de metros (algumas podem chegar a 250m de altura e 1 a 2km de diâmetro). Todas as costas expostas a ventos fortes, que sopram predominantemente do oceano para terra, podem apresentar acumulações em forma de duna, sempre que exista uma fonte de areia. São geralmente dunas do tipo barkane ou transversais, que serão semelhantes às desérticas se o clima for seco, nas regiões húmidas as formas são mais complexas como consequência da influência da vegetação. Estas em virtude da humidade a que estão submetidas, mais ou menos periodicamente, podem apresentar estruturas que não se encontram nas desérticas ou nas das costas de climas áridos. As estruturas mais correntes são segundo MCKEE & BIGARELLA (1972):

a) falhas normais e brechas, formadas por avalanches em areias húmidas localizadas em flancos de deslizamento (sotavento); podem também aparecer falhas inversas; b) fragmentação, estilhamento de crostas de areia, são lâminas que estiveram húmidas e que posteriormente sofreram dessecação; c) estruturas scour-and-fill, desenvolvidas quando a areia estava húmida ou continha crostas dessecadas;

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d) alargamento das lâminas produzido pelas raízes das plantas. As dunas costeiras mais frequentes são as constituídas por clastos calcários, denominadas de eolianitas. Estas acumulações foram estudadas por diversos autores em diferentes localidades (SOARES, 1963; MACKENZIE, 1969). As eolianitas do Pleistocénico das Bermudas são constituídas por clastos de pelecípodes, gasterópodes, foraminíferos e outros fosséis, de tamanho semelhantes a fracção arenosa. São dunas de tipo transverso, originadas pela união de massas arenosas de forma lobulada. Apresentam estratificação cruzada em foreset, na zona do sotavento, com cruzamentos da ordem de 30° a 35°, enquanto na zona de barlavento as camadas têm inclinações da ordem de 5° a 10°, no sentido contrário à das anteriores. As camadas do barlavento são muito irregulares apresentando uma série de estruturas, tais como superfícies em festão, scour-and-fill e blow-out (acunhamentos). Na generalidade, as superfícies de estratificação cruzada são convexas para a parte superior. 5.3.3 - Loess Siltes e especialmente argilas podem ser transportados a distâncias consideráveis pelo vento. Loess, são depósitos bem calibrados, de granulometria fina (silte), que revestem largas áreas, particularmente de regiões de latitudes médias, localizadas nas margens de línguas de gelo Pelistocénicas e em menor extensão em áreas de latitudes baixas e franjas nos desertos quentes. O Loess cobre áreas enormes na Europa central, SE da Rússia, China e USA (fig. 10.32). Normalmente o diâmetro de 80-90% das partículas está compreendido entre 0.005 e 0.5mm. O loess é constituído por grãos de quartzo e algum carbonato de cálcio depositado durante os períodos frios, que pode atingir percentagens elevadas. Estima-se de forma global que cerca de 10% da área total da terra se encontra coberta por loess com 1 a 100m de espessura. Estes depósitos aparecem com ter sido originados largamente nas extensas planícies deposicionais formadas nas margens das línguas glaciares Pleistocénicas.

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6. - CARACTERÍSTICAS GLACIARES 6.1 - Processos e formas de relevo glaciares Estes meios caracterizam-se por se localizarem em regiões de latitudes altas ou de elevadas altitudes. A alteração predominante é a mecânica, o que faz que os seus sedimentos apresentem uma elevada imaturidade mineralógica. Por outro lado, dadas as características do transporte, são depósitos de maturidade textural muito baixa. As regiões com glaciares apresentam temperaturas médias anuais abaixo de 0°C, com precipitação sob a forma de neve. A acumulação do gelo é o resultado duma temperatura baixa combinada com valores de precipitação baixos e evaporação igualmente baixa. O gelo será, portanto, o principal agente de erosão, transporte e sedimentação do meio glaciar, se bem que nas extremidades das massas de gelo, onde se inicia sua ablação, tenham papel importante as águas resultantes da fusão. Actualmente, apenas 10% do total da superfície dos continentes está coberto por gelo (� 15 milhões km2, ou seja, uma vez e meia igual à da Europa); os meios glaciares têm, por isso, relativamente pouca importância, mas noutras ocasiões da história da Terra, como, por exemplo, no Plistocénico, ocuparam uma superfície muito maior. A maioria das formas de relevo glaciares formaram-se abaixo das línguas de gelo e dos glaciares, e foi apenas quando essas massas de gelo recuaram, que muitos tipos de relevo foram conhecidos. Esta situação põe problemas ao nível do conhecimento dos processos através dos quais os glaciares produziram aquelas formas, já que o mecanismo de trabalho raramente pode ser observado directamente. Os glaciares são constituídos por gelo e por pequenas quantidades de ar, água e restos de rochas. Existem massas glaciares cujo movimento é praticamente nulo, excepto nas suas línguas periféricas (glaciares polares), enquanto que outras apresentam uma capacidade grande para se deslocarem (glaciares de vale). Este facto deve-se por um lado ao facto de se localizarem em zonas com determinada inclinação e por outro ao facto do gelo em contacto com o substrato se fundir, favorecendo o seu deslocamento. Em determinadas alturas os glaciares podem chegar até ao mar, prolongando-se então como uma plataforma flutuante cuja extremidade mais distante se vai fracturando, originando os icebergs. Tanto os glaciares como os icebergs contêm sedimentos incluídos, que após a fusão do gelo, se depositam no fundo do mar. 6.1.1 - Tipos e localização dos glaciares

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Actualmente o gelo cobre cerca de 14.9 milhões km2 da superfície dos continentes. A maior parte do gelo está acumulada em dois corpos de grandes dimensões, Antártica e Greenland, os restantes 4% estão representados pelas calotes (ice caps) e glaciares, localizados principalmente a altitudes elevadas e em todas as latitudes (quadro 11.1). Os glaciares podem ser classificados morfologicamente tendo em conta a sua relação com a topografia do substratum rochoso que revestem (quadro 11.2, fig. 11.1 e 11.2). Distinguem-se dois tipos de glaciares: Calotes (ice sheet and ice cap), são constituídos por massas de gelo que revestem montanhas e podem originar línguas divergentes na sua periferia. Não são controladas pela topografia é caso do sistema glaciar do Monte Rainier a Oeste dos Estados Unidos, réplica actual do que teria sido nos períodos frios no maciço de Cantal (maciço central francês). As calotes podem subdividir-se em calotes doma e línguas glaciares. Plataformas de gelo, massas enormes de gelo controladas pela topografia. Dividem-se em:

a) campos de gelo (ice field/inlandsis) quando se trata de imensas extensões de gelo (13 milhões de km2 para a antártica e 1.650.000 km2 - 3 vezes a França - para a Gronelândia). A sua espessura média é de pelo menos 2.000 metros. Esta enorme acumulação de gelo explica-se mais pela lentidão da fusão nestes climas frios do que pela abundância de alimentação, porque o clima nestas regiões é bastante seco. A velocidade do gelo é muito lenta. Sobre o gelo destes campos, a água de fusão forma cada Verão correntes que escavam canhões encaixados de alguns metros, as "bédières", antes de desaparecer nos poços. Algumas línguas destas plataformas de gelo atingem o mar, onde a força das marés as fragmenta em icebergs; b) glaciares de círculo, estão localizados nas montanhas cujos cumes ultrapassam um pouco a linha das neves permanentes. Estes glaciares alojam-se muitas vezes nos circulos (partes mais baixas das montanhas árticas ou subárticas, montanhas temperadas e tropicais). O glaciar de circulo possui dimensões reduzidas e é caracterizado por apresentar paredes rochosas quase verticais de onde descem as avalanches que o alimentam. Entre a parede rochosa e o gelo que se desloca, o espaço é chamado de "rimaye". Uma moreia formada por depósitos dos materiais transportados localiza-se na parte da frente do glaciar; c) glaciares de vale, são glaciares muito abundantes nas montanhas alpinas, apresentando-se fundamentalmente como línguas que recebem na sua parte a montante os glaciares afluentes. A língua glaciar apresenta uma tipografia convexa, porque a

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fusão é mais forte nos bordos. A superfície de gelo encontra-se mais ou menos recoberta de depósitos (moreias). d) glaciares de piedmont, formam-se quando vários glaciares de vale são suficientemente bem alimentados para chegar até à base da montanha, onde edificam lobos de piedmont que podem coalescer. É o caso dos glaciares alpinos durante épocas frias. Actualmente encontram-se alguns exemplos no Alaska (glaciar Malaspina). Estes glaciares chegam a zonas que podem estar constantemente temperados e daí a importância que têm os fenómenos de fusão que não originam moreias propriamente ditas, mas acumulações de aluviões em toalhas.

É dificil generalizar acerca da distribuição dos diferentes tipos de glaciares uma vez que, à parte das calotes de gelo, a maioria ocorre sobre uma extensa variedade de latitudes. A ocorrência dos glaciares é determinada não apenas pelo clima mas também pela topografia, na medida em que deve existir uma adequada superfície na qual o gelo se possa acumular. Os glaciares apenas se podem formar em regiões onde a neve persiste ano após ano. A taxa de neve acumulada é função da soma total da precipitação caída sob a forma de neve, e a taxa de fusão, é fundamentalmente controlada pela temperatura (fig. 11.3). 6.2 - Processos de erosão glaciar O gelo provém duma transformação da neve. A camada de neve, imediatamente após a queda, contém muito ar a a sua densidade é fraca (0.1 em média). Sobre a influência da compressão, fusões e regêlos sucessivos, elas tornam-se em massas de neve (que estão na origem da geleira cuja densidade é cerca de 0.6 e, após numerosos anos, em gelo propriamente dito (densidade teórica 0.9, na realidade 0.8 uma vez que permanecem bolhas de ar no seu interior). O gelo não permanece imóvel, desloca-se de montante para jusante. Foram medidas velocidades superficias do gelo, as quais são mais fortes no centro que na periferia. Esta velocidade é variável. Lenta para os campos de gelo (inlandsis), torna-se muito forte nas suas línguas de periferia e nas grandes línguas alpinas. Varia de acordo com a inclinação e as estações. O movimento do gelo coloca problemas complicados de física dos fluídos, que não abordaremos. Sabe-se, em todo o caso, que a plasticidade do gelo não é perfeita; o gelo desliga-se por vezes do fundo do seu leito, tornando-se quebradiço e fendendo-se. Para apreciar de forma global o trabalho do gelo, os glaciolagos dividem-se. Para uns o gelo trabalha muito, para outros trabalha muito pouco, havendo quem opte por posições

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intermédias. É bem provável que a intensidade da acção glaciar seja diferente segundo os lugares, e que ela dependa nomeadamente da velocidade do gelo, espessura e natureza das rochas do leito glaciar. O gelo origina sobre as rochas encaixantes estrias, de alguns milímetros de profundidade a algumas dezenas de centímetros de comprimento. O gelo exerce também uma acção de polimento sobre as rochas. 6.2.1 - Formas de relevo erosionais Drumlins (whale-baks), são pequenas colinas em forma de dorso de baleia, pouco erodidas, que podem apresentar algumas variantes. As suas dimensões são diversas de algumas dezenas a centenas de metros de comprimento, largura em média 3 vezes mais pequena do que o comprimento e altura de 5 a 40 metros. Os drumlins agrupam-se em geral, em campos onde depressões alagadiças separam as colinas ovoides. O eixo maior dos drumlins é grosseiramente paralelo, dirigido segundo o antigo deslocamento do gelo. O Drumlin pode ter ou não um núcleo rochoso é consitu´ido em todo o caso por materiais trazidos pelo galciar, não necessariamente rolados e muitas vezes mal estratificados. O drumlin desempenha, no dominio da acumulação fluvial, o papel do banco de areia, o mesmo é dizer que ele representa o resultado dum excedente local de carga que o glaciar deposita, enquanto o deslocamento do gelo modela o depósito. Os drumlins não são senão espessamentos locais da moreia de fundo que o glaciar modelou segundo as formas devidas a sua própria dinâmica. Rochas frisadas (encarneiradas, aborregadas, roche moutonnée), são as rochas provenientes do polimento dos glaciares. O glaciar acaba por arredondar as saliências das rochas encaixantes transformando-as em rochas aborregadas. As regiões onde estas rochas dominam, apresentam-se como conjuntos em relevo, salientes. As saliências sobre as quais aflora a rocha a nu, estriada, polida pelo gelo, ou fragmentada em blocos, emergem acima de pequenas depressões ocupadas por lagos, resultado de acumulação postglaciar nos baixos fundos escavados. Flyggberg significa a largura das rochas frisadas. Blocos erráticos (erratic), são blocos ou fragmentos de rochas de litologia diferentes da litologia das rochas sobre as quais se encontram, depositados a partir do gelo. Alguns pesam muitas toneladas e foram encontrados a centenas de quilómetros das suas origens. 6.3 - Formas de relevo deposicionais glaciares

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Till representa o conjunto de depósitos efectuados pelo gelo e moreias as formas de relevo por eles produzidas. Enquanto que o nome tilito se usa para os endurecidos. HARLAND & al. (1966) consideram vários tipos de tills e tillitos segundo a sua formação: orto-tills — originados por descarga directa dos materiais a partir do gelo que os transporta; para-tills — acumulação formada a partir duma massa de gelo flutuante, que sedimenta num meio marinho ou lacustre; estes depósitos podem só apresentar material glaciar ou também uma mistura deste com o sedimento próprio do meio onde se acumularam. Geralmente os sedimentos dos tills e tillitos podem chegar à dimensão dos blocos, incluídos numa massa de grão mais fino, na qual pode predominar a fracção areia ou argila. Alguns autores referem que esta matriz é formada apenas por partículas do tamanho de areia e limo, de quartzo e feldspato, sendo nula a fracção argilosa. Não obstante, a maioria dos sedimentos glaciares contém fracção argilosa, sendo a illite a argila mais predominante. Os cantos e blocos encontram-se geralmente dispersos na matriz, não estando por isso em contacto. A dimensão dos blocos, pode ser, no caso do orto-tills, de vários metros, enquanto que nos para-tillitos não chega quase nunca a um metro (quadro 11.5). Os cantos e os gravas destes depósitos podem encontrar-se pouco desgastados, especialmente os que foram transportados no interior da massa de gelo, sem sofrerem desgate com as rochas do substractum e das vertentes. Algumas vezes apresentam estrias, particularmente os que foram transportados no fundo; se o número de estrias for elevado e estas forem muito finas o aspecto do canto pode ser polido. Outra característica, segundo TWENHOFEL (1950) são as marcas de percussão, especialmente em cantos de tamanhos compreendidos entre 10 e 30cm; a existência destas marcas em 10 a 20% do material confirmaria a origem glaciar. Geralmente os depósitos de orto-tills e orto-tillitos não apresentam estratificação, excepto no caso de terem sofrido posteriormente um retoque por correntes de água. Ao contrário, os paratills e para-tillitos podem apresentar estratificação, por vezes bem desenvolvida. Em determinadas ocasiões, pode, observar-se uma orientação dos clastos, dispondo-se os seus eixos maiores numa direcção paralela à do deslocamento do glaciar. Os tills e tillitos depositados numa zona continental recebem diferentes adjectivos de acordo com a sua localização em relação à massa de gelo lateral frontal, mediana, fundo, lateral e central (fig. 251). Moreias laterais são formadas por materiais tombados sobre o glaciar ou arrancados por ele às paredes do vale; quando duas correntes de gelo confluem, forma-se uma moreia mediana por justaposição de duas moreias laterais. Moreia interna quando o glaciar transporta pedras no seu interior, que em todo o caso parecem ter pouca importância. Moreias de fundo quando constituídas por blocos e materiais triturados no fundo representando um volume apreciável. Moreia frontal, terminal ou vale moreico constituída pelos materiais transportados pelo glaciar e depositados na sua frente. Os tills ou moreias de

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fundo podem, segundo ALLEN (1970), atingir várias dezenas de metros, enquanto que as medianas e laterais são mais reduzidas. As moreias laterais contêm fundamentalmente material do interior do glaciar ou transportado à superfície.

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6.3.1 - Formas de relevo deposicionais fluvio/glaciares (fig. 11.26 e table 11.8) Eskers (nome irlandês) designa formas de relevo deposiconais originadas por uma acção fluvio/glaciar. Estas acumulações apresentam-se como uma espécie de terraplanagem análoga à do caminho de ferro, mas com a parte superior mais irregular, com os engrossamentos, por vezes pontas. Em comprimento, os eskers podem alongar-se em bandas sinuosas sobre dezenas de kilómetros, os materiais encontram-se sempre estratificados e bem rolados o que sugere uma origem fluvial. Aparecem também estratificações cruzadas, laminações, granoselecção moderada, climbing ripples e scours marks. Trata-se fundamentalmente de colinas constituídas por areias, silte e argilas. O comprimento destas colinas pode chegar aos 200km, enquanto que a sua largura não ultrapassa os 500-600 metros e a sua altura os 50 metros. A longa colina, sobe e desce segundo os caprichos da topografia, sobre o qual ela se edifica, por vezes com uma total indiferença e as suas vertentes mais inclinadas (contre-pentes) parecem incompatíveis com a hipótese dum depósito fluvial subaéreo. Parece que os eskers são formas origanadas pelo recuo glaciar, devidas às águas de fusão, que circularão quer em túneis sob-glaciares, quer entre os intervalos de massas de gelo mortas. Kames, são montículos de sedimentos, de topo planado formados pela deposição inicial do material no interior duma cavidade no gelo, seguida pelo slumping desse material. São constituídos por material de granulometria grosseira, geralmente sem estratificação. Desenvolvem-se em áreas de abrasão onde o fluxo de água se tornou confinado. Podem encontrar-se associados a argilas varvares. Argilas laminadas = varvas (varv, camada, suédois) são outro tipo de depósitos que se encontram em relação com alguns glaciares e que foram depositados em lagos de origem glaciar. Trata-se de argilas dispostas em lâminas ou de areias finas, cujas características e espessura estão de acordo com as estações do ano que afectaram o glaciar e as águas de escorrimento. As camadas do verão são espessas e claras as do inverno são finas e escuras (mais ricas em matéria orgânica). O termo varve pode ser utilizado noutros depósitos que não os glaciares, neste caso significa depósito laminado e sazonal. Os depósitos glaciares marinhos podem ocupar grandes extensões e podem ser formados exclusivamente por material morreico ou estar associado a sedimentos marinhos quase sempre salobros. READING & WALKER (1966) descrevem dois modelos de sedimentação glaciar marinha (fig. 16.12), onde aparecem também os correspondentes sedimentos da zona continental. O modelo A aplica-se aos glaciares cuja base tem temperaturas abaixo às da fusão do gelo, enquanto que o modelo B se utiliza para os glaciares cuja base tem temperaturas acima das de fusão e portanto água.

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Em determinadas ocasiões os depósitos glaciares podem estar associados a sedimentos que apresentam características de turbiditos, com carbonato e também com outro tipo de depósito marinho. 6.3.2 - Tipos e características dos depósitos glaciares O gelo é dos agentes de transporte que operam à superfície terrestre, o de menor poder selectivo; por outro lado os sedimentos glaciares caracterizam-se por grande variedade de tamanhos, que vão desde blocos à fracção argilosa. A percentagem de cada classe granulométrica, no depósito final, é variável, dependendo de vários factores, entre os quais se encontram os seguintes (KUKAL, 1971): a) tipo de rocha que constitui o substracto sobre o qual o glaciar se desloca. Esta influência é mais nítida na composição textural das moreias de fundo. Se o glaciar se desloca sobre materiais sedimentares os despósitos resultantes são mais ricos, geralmente, em partículas das fracções limo e argila; b) tipo e morfologia do glaciar. A influência deste factor manifesta-se na maior espessura das partículas presentes nos depósitos de glaciares de montanha; c) posição do material em relação ao glaciar. Nalguns depósitos de moreias aparecem vários horizontes que apresentam uma diminuição de tamanho desde os mais inferiores aos superiores. Isto parece ser o resultar dos níveis basais apresentarem a parte do depósito que está influenciado pelas rochas subjacentes, enquanto as situadas para o tecto contêm material retrabalhado. A composição mineralógica dos despósitos glaciares é, também, muito variável; devido a meteorização química ser praticamente nula, encontram-se nestes sedimentos grande quantidade de materiais instáveis. Não obstante, parte dos fragmentos instáveis desintegra-se durante o transporte, produzindo partículas de pequeno tamanho, as quais vão formar parte da harina da rocha (tamanho, areia e limo); esta constitui frequentemente a massa principal do depósito morreico. Os materiais transportados pelos glaciares são originados quer pelos relevos próximos quer pelas rochas sobre as quais o gelo se estende. Os materiais provenientes dos relevos próximos têm um papel mais importante nas moreias laterais, enquanto que os outros têm maior influência nas de fundo. 7 - PROCESSOS E FORMAS DE RELEVO PERIGLACIARES

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7.1 - O ambiente periglaciar Nos meios bio-climáticos periglaciares podem distinguir-se dois tipos: a) regiões onde o verão não é suficientemente frio para impedir o crescimento de vegetais: o solo é coberto por uma espécie de prados, o prado alpino ou tundra, diminuindo esta cobertura os movimentos do solo ao mesmo tempo que protege a rocha subjacente; b) regiões desérticas de gelivação que ao contrário têm um verão muito frio (menos de 6°) ou muito curto para dar lugar ao aparecimento de vegetação. A rocha encontra-se muitas vezes descoberta originando uma paisagem de blocos estilhaçados pelo gelo (quadro 12.1). Uma outra classificação pode ser considerada para as regiões periglaciares, a que considera as regiões com o subsolo sempre gelado e as regiões cujo subsolo degela inteiramente no verão. As primeiras correspondem a uma temperatura média anual nitidamente inferior a zero (mais, nalguns pontos, o subsolo gelado é fossil, herdado do período wurniano, reabsorvendo-se cada vez mais). Sobre a camada superfícial que está gelada no inverno mas degelada no verão, existe uma formação sempre gelada que se denomina de tjäle (nome da Lapónia sueca) onde significa simplesmente subsolo gelado) ou merzlota (nome russo), ou permafrost ou pergélisol. esta formação desempenha um papel considerável, não apenas nas explorações mineiras (ela dispensa a guarnição das galerias), mas também na morfologia. Contudo a sua importância foi um pouco exagerada, uma vez que não é necessária a existência do permafrost para a elaboração de maioria das formas devidas ao sistema periglaciar. Acima do permafrost, o solo degelado empregnado de água, denomina-se de mollisol. Não ultrapassa 0.60m, e apresenta uma certa elasticidade quando pisado, antes do enterramento. O permafrost cobre actualmente uma área bastante vasta, fundamentalmente na Rússia, Canadá e Alaska (fig. 12.2, quadro 12.3). Actualmente a área submetida ao sistema periglaciar compreende dois domínios distintos: o das altitudes elevadas e o das latitudes altas. Mais, ao sul desta zona de latitudes altas, uma larga banda conheceu durante os períodos frios do Quaternário um clima tal que o sistema de erosão periglaciar dominava. A maior parte da Europa Ocidental estava incluída nesta banda. Muitas destas formas podem por isso ter sido modeladas pelos agentes que estudamos. 7.2 - Processos periglaciares O mecanismo essencial neste domínio e, o da acção sucessiva do gelo e degelo. Esta acção efectua-se com uma intensidade muito mais fraca a seco do que em ambientes húmidos. A seco, trata-se quase exclusivamente de um caso particular de

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contracções e dilatações devidas às diferenças de temperatura. Em meio húmido, a água fixa-se nas rochas ou no solo e, líquida acima de zero graus, ela gela abaixo deste valor. Ao gelar, ela aumenta de volume, fazendo partir as rochas e inchando os solos. Ao momento do degelo, os fragmentos de rocha, cujos intersticios deixam de estar soldados pelo gelo, separam-se. O solo pode fender-se. Esta acção de gelo e degelo é substancialmente diferente ao nível das rochas e dos solos. Nas rochas conduz à sua fragmentação em blocos, calhaus ou seixos e algumas partículas finas. Quando os blocos são grandes, como no caso das escoadas de basalto, diz-se que a rocha é macrofendida (macrogélive), quando se trata duma espécie de vasa envolta em seixos, caso da cré, fala-se de rochas microfendidas (microgélive). Sobre os solos a acção do gelo-degelo varia em função da sua granulometria e estrutura. Os solos que mais se incham pelo gelo e portanto se deformam, são aqueles cujos grãos têm dimensões do limo (2 microns a 20 microns) porque os espaços livres entre os grãos são bastante grandes para admitir uma quantidade enorme da água, mas pequenos de mais para que o espaço vazio seja considerável. Ao contrário, os solos argilosos são os menos afectados pelo gelo e os solos arenosos ou de calhaus ainda menos. Quanto a importância do tempo de duração destes mecanismos, ela é controversa. Existem exemplos onde os mecanismos mais activos são aqueles do gelo intenso mas rápido, mas também se conhecem casos de gelo moderado mas de longa duração e mesmo de repetições do processo gelo-degelo. Uma rocha macrofendida como o basalto é particularmente sensível a um mecanismo de gelo de longa duração uma vez que as diaclases são nítidas e espaçadas. A água condensa-se, a nível das diaclases, soba forma de gelo já formado, constituindo-se no seio das diaclases um gelo que se engrossa. Uma rocha microfendida como a cré é sobretudo sensível a uma multitude de mecanismos gelo-degelo, por muito curtos que sejam, porque para esta rocha chega-lhe pouco gelo para que ela se ponha em pasta. A fusão das neves contitui outro mecanismo mas de menor importância a nível destes dominios periglaciares. Com efeito a água proveniente da fusão das neves embebe o solo, facilitando a solifluxão. Contudo sabe-se que o mecanismo do degelo é suficiente para embeber os solos fazendo-os perder a sua estrutura. A importância dada à fusão das neves para humedecer os solos periglaciares na primavera foi bastante exagerada. O fluxo erosivo produzido pelas chuvas ou pela fusão das neves tem também alguma importância, sobretudo se o subsolo se encontrar gelado, impedindo que a infiltração da água se faça ou faça mal. Quanto à acção do vento, que não se faz sentir nos solos cobertos de neve mas que desde que a terra não esteja gelada, traduz-se em levantar e transportar as partículas de areia,

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varrer as camadas superficiais, não deixando lá senão calhaus, e originar verdadeiras dunas. Com a areia, o vento pode também atacar blocos e rochas modelando-os. 7.3 - Formas de relevo periglaciares As formas e o modelado são muito diferentes consoante se trate de áreas planas ou inclinadas, de rochas ou formações finas, superfícies nuas ou zonas cobertas de vegatação. Cunhas de gelo (ice wedges), são originadas em climas frios que originam nos solos fendas verticais devidas a uma contracção rápida. Posteriormente um período de gelo mais moderado e húmido pode explodir estas fendas inserindo nelas cunhas de gelo que aumentam para baixo e alargam o espaço. As cunhas de gelo mais expectaculares formam-se no permafrost (fig. 12.9). Forma-se assim uma rede regular de fendas denominadas, por rede poligonal (ice-wedge polygons). Pingos são montículos de gelo, largos e perenes de forma grosseiramente circular a elíptica em planta cujas dimensões são 3 a 70 metros em altura e 30 a 600 metros de diâmetro (fig. 12.10). Palsas são montículos ou mais propriamente formas alongadas que ocorrem em pântanos e contêm lentes de gelo perenes. Diferem dos pingos porque contêm turfa como constituinte principal e um conjunto de lâminas sobrepostas de gelo em vez duma massa única de gelo como pingos. Termocarste (thermokarst), termo usado para designar um conjunto variado de depressões formadas pelo degelo de terrenos com gelo. Solos poligonais constituem um dos aspectos mais tipicos de áreas planas dos países árticos, conhecem-se também nas montanhas da zona temperada e da zona intertropical. São sucessões de polígonos (pentagonos mais ou menos regulares). As dimensões variam de vários centímetros a vários metros (mais de 20 metros para as formas gigantes). Podem encontrar-se polígonos com o centro constituído por limos e os lados formados por pedras (circulo de pedras) ou então o centro formado por um grosso bloco ao qual se colam calhaus mais pequenos e os lados por material mais fino (rosas de pedra). Existem também polígonos de material homogéneo, sem triagem e bastante fino (polígonos de terra) que quando são gigantes (planícies da Sibéria ártica e Alaska), são denominados de polígonos de tundra. Foram invocados para a sua formação correntes de convecção, produzidas como consequência da diferença de temperatura da água e, portanto, da sua densidade, assim como a formação de grueas de dissecação. 7.3.1 - Formas relacionadas com movimento de massas

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Os afloramentos rochosos das vertentes fornecem através da fragmentação pedras (blocos, calhaus), as formações mais finas produzem acumulações de vasas que descem por solifluxão e nas quais as pedras se encontram embaladas. As avalanches assim formadas listram as paredes inclinadas dos corredores pelos quais descem a neve no inverno, a água no momento da fusão do degelo. O resultado da gelivação sobre as escarpas rochosas é a formação de cristas alpinas e abruptas. Estas cristas são modeladas em forma de dentes de peixe serra e pináculos, o rochedo fica decomposto em micro arestas e micro faces que oferecem aos alpinistas os degraus para a subida. Entre estes pináculos instalam-se vales de gelivação. Os materiais desmonorados (éboulis) são particularmente frequentes constituindo a sua acumulação tipos diversos consoante a sua disposição a seco segundo apenas as leis da gravidade ou tenham sido deslocados numa matriz removida. Os desmoronamentos simples produzidos pela gravidade formam um talude inclinado e em equilibrio. Em corte este talude apresenta uma sucessão de leitos finos e leitos grosseiros de 10 a 20cm de espessura. As escoadas de blocos produzem-se nas vertentes cuja inclinação é fraca 5 a 6°. 8 - PROCESSOS E FORMAS DE RELEVO LITORAIS 8.1 - Nomenclatura do ambiente litoral A geomorfologia do litoral tem como objectivo o estudo das paisagens, resultantes da morfogénese marinha, na zona de contacto entre o continente e o mar. No pormenor, a morfologia litorânea torna-se muito complexa em virtude da interferência dos processos marinhos e subaéreos sobre estruturas e litologias muito variadas. Qualquer que seja o período geológico, a acção dos processos litorâneos afecta sempre uma área de largura reduzida, mas onde é possível distinguir, devido às flutuações do nível marinho, formas subaéreas actualmente submersas nas águas oceânicas e formas e terraços escalonados, esculpidos pela morfogénese marinha principalmente no decorrer do Plioceno e Quaternário, localizados a várias altitudes acima do nível do mar. Por estes motivos, o estudo da geomorfologia litorânea não se restringe à parcela do território actualmente sob a influência da morfogénese marinha, mas incluí também toda a zona afectada anteriormente por ela, em virtude dos movimentos relativos do nível do continente e do mar no decurso do passado geológico recente.

Nomenclatura descritiva do perfil do litoral

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A nomenclatura para a descrição do perfil litorâneo foi estabelecida pelos pesquisadores de língua inglesa em virtude dum desenvolvimento maior dos seus estudos sobre morfologia do litoral (fig. 13.1). A zona intertidal (shore) compreende a área entre o nível normal da maré baixa e o da efectiva acção das ondas nas marés altas. Subdividida em zona intertidal menor (foreshore) e zona intertidal maior (backshore). O foreshore compreende a área exposta durante a maré baixa e submersa no decurso da maré alta. Inundando-se durante as marés altas excepcionais ou pelas grandes ondas das tempestades. O backshore compreende a área acima do nível normal da maré alta. A linha do litoral (shoreline) corresponde à linha que limita o contacto entre as águas e o continente, variando, de acordo com os movimentos das marés, entre os limites da zona intertidal. A zona sublitorânea interna (nearshore), compreende a área que se estende entre a linha do litoral e o local no qual ocorre a rebentação das ondas, a zona sublitorânea externa (offshore), compreende a área entre a linha de rebentação das ondas e um ponto limite arbitrário na direcção das águas mais profundas. As designações de pós-praia, estirâncio e ante-praia também são utilizadas, de modo que a correspondência seria:

— zona intertidal maior = pós-prai = backshore — zona intertidal menor = estirâncio = foreshore — zona sublitorânea externa = ante-praia = offshore

A largura e a extensão ocupada por tais elementos varia, em função da oscilação das marés e das características locais das costas. A costa é constituída por um conjunto de formas que definem a paisagem da área que estabelece o contacto, entre o continente e a área na qual se fazem sentir as influências marinhas (incluí a zona intertidal). A sua largura e limite interno variam de acordo com a penetração do mar, deste modo a costa pode ser representada pela acrista de uma escarpa, pela cabeceira de um estuário influenciado pelas marés, ou pela parte contiental localizada atrás das dunas costeiras, lagoas e pântanos. A linha de costa (coastline) corresponde geralmente com o limite continental da zona intertidal maior, e é independente da oscilação das marés. As costas podem também ser classificadas de acordo com a sua localização tectónica (fig. 13.2). Costas de margens convergentes, quando alinhadas ao longo da fronteira de placa convergente, e costa oeste da América do Sul costas de margens passivas quando localizadas ao longo de margens continentais passivas. Muitas outras variedades de costas de margens passivas podem ser identificadas.

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8.2 - Factores responsáveis pela morfogénese litoral As ondas, marés e correntes constituem as principais forças que actuam na morfogénese litorânea. As ondas resultam da acção dos ventos, representando a transferência directa da energia cinética da atmosfera para a superfície oceânica. A fig. 5.2 assinala os elementos geométricos relativos às ondas, como a crista, depressão, altura e comprimento da onda. Quanto maior for a velocidade, duração e a extensão da área sob a influência do vento, maiores serão as ondas. Calcula-se que as maiores dimensões são atingidas quando a extensão do fetch (extensão da superfície sob a acção do vento) se aproxima das 100 milhas náuticas. Como o movimento para cada molécula da água, é quase circular, o seu deslocamento na direcção do movimento da onda é pequeno, o que implica uma reduzida transferência de massa. As ondas transmitem energia e executam a maior parte do trabalho de esculturação das paisagens costeiras. A altura da onda determina a energia potencial, enquanto o movimento das partículas individuais de água, quando a onda passa, representa a medida da energia cinética da onda. Quando as ondas profundidade do alto mar se aproximam da zona litorânea, sofrem alterações. À medida que diminui a profundidade da água, o movimento orbital altera-se de circular para elíptico e, posteriormente, para um movimento linear de vaivém. Os sedimentos do fundo do mar movem-se para a frente e para trás absorvendo a energia da água em movimento. A velocidade das ondas decresce pelo atrito no fundo, a altura, ao contrário, aumenta com a diminuição do comprimento. O comprimento da onda torna-se, também, menor. As ondas do alto mar continuam a mover-se a grande velocidade. As órbitas das partículas de água da onda mudam de quase circulares para elipses muito achatadas. À medida que as cristas das ondas se aproximam, a água move-se rapidamente para a frente e para cima. Finalmente, o movimento para a frente, da massa de água superficial, iguala o movimento decrescente da frente de onda para diante. A onda adquire, então, uma face íngreme e sua crista desaba sobre a depressão situada adiante, formando a linha de rebentação das ondas, limite da zona sublitorânea interna (nearshore). O fluxo da água arremessada à praia após a rebentação constitui a saca. Quando uma saca atinge a escarpa de uma falésia ou penhasco, milhares de toneladas de água são jogadas contra a estrutura. As maiores pressões são exercidas pelas ondas de rebentação, que se enrolam nas cristas, aprisionando ar entre a face da onda e a parede aquática íngreme, comprimindo o ar. Já foram registradas pressões de choque de 6,4 quilos por centímetro quadrado contra as paredes das escarpas. A acção das ondas pode intensificar-se pelo facto de arremessar fragmentos rochosos, que ela carrega, contra as escarpas, provocando a abrasão.

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A refracção das ondas sobre um fundo raso, irregular, constituí uma importante acção morfogenética. Suponhamos que num determinado trecho da costa existe um esporão avançando na direcção do mar e que este se torna submarino, continuando pelo mar adentro (fig. 5.3). As linhas paralelas do sistema de ondas em movimento, ao encontrarem o esporão submarino, retardam os seus movimentos em virtude do atrito do fundo. A crista de onda, nas águas mais fundas de ambos os lados do esporão, continua a mover-se para a frente com a mesma velocidade, originando uma onda com a frente côncava para a terra e com a energia da onda convergindo para a ponta rochosa emersa. A refracção da onda sobre um baixio submarino concentra a energia contra as escarpas do esporão. Inversamente, quando um sistema de ondas se aproxima da costa sobre uma depressão ou vale submarino (fig. 5.3), a frente de onda continua a mover-se para diante, sem alterar a sua velocidade na depressão, mas nos lados a velocidade é retardada. A frente de onda torna-se convexa na direcção do continente a crista é esticada ou atenuada e a sua energia diverge do eixo do vale submarino. Com base na refracção das ondas, pode-se fazer duas generalizações a propósito do desenvolvimento evolutivo das costas. Em primeiro lugar, constatou-se que as saliências iniciais da costa na direcção do mar tendem a erodir-se mais rapidamente do que as enseadas adjacentes, isto é, a refracção de ondas tende simplicar, as costas inicialmente irregulares, pela remoção das protuberâncias. Em segundo lugar, a refracção das ondas promove a formação de correntes, que fluem ao longo das costas, a partir das saliências, onde a concentração das ondas eleva o nível da água, para os eixos das enseadas adjacentes, onde o nível de água é mais baixo. As correntes longitudinais, são responsáveis pelo transporte dos materiais provenientes da abrasão das pontas rochosas. As marés , relacionam-se com as variações do nível do mar e têm uma influência indirecta na esculturação litorânea. Como a acção das ondas pode actuar com uma amplitude vertical muito ampla a sua influência é mais acentuada onde as marés são maiores. Além da função de elevar e baixar o nível de ataque das ondas, as marés podem também gerar correntes, através da diferença de nível entre dois pontos. Nos canais estreitos que unem bacias com períodos diferentes de marés, estas correntes tornam-se velozes (chegando até quase 10km por hora). O exemplo clássico é o do Hell Gate, no rio East da cidade de New York, onde as correntes alternam, consoante as marés, entre o estreito de Long Island e o porto de New York. As correntes de deriva litorânea, surgem quando as ondas atingem o litoral com determinado ângulo e não perpendicularmente. A incidência da onda faz-se de acordo com o referido ângulo, mas a retirada das águas processa-se em sentido perpendicular, propiciando a que o movimento dos materiais se faça numa trajectória em ziguezague, de que resulta um transporte paralelo à costa. As correntes de deriva litorânea

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constituem, com as correntes longitudinais e de marés, os factores mais importantes da morfogénese do litoral. Tempestades são produzidas pelo efeito combinado de pressões atmosféricas baixas e de velocidades muito elevadas dos ventos. No centro das tempestades tropicais a pressão atmosférica pode atingir valores de 100mb abaixo do normal. As tempestades mais espectaculares surgem quando a presença de ventos fortissímos sobre as costas coincide com a maré alta. Tsunami são ondulações originadas pelo deslocamento do fundo oceânico, ligado a erupções vulcânicas, movimentos catastróficos de massas submarinas, ou a sismos causa mais importante. O deslocamento de largas massas de água oceânica, muitas vezes a grandes profundidades, gera ondulações de pequena amplitude (geralmente menores do que 1 metro), considerável comprimento (200km ou mais) e velocidade muito elevada. Dos processos morfogenéticos do litoral fazem parte, para além das ondas, correntes e marés, outros factores tais como o geológico, climático, biótico e oceanográfico. Geológico, é óbvio que nas costas escarpadas, os seus aspectos relacionam-se com a estrutura e litogia. As costas com a presença de estruturas com ângulos em relação ao litoral, tendem a ser recortadas, as costas onde existe paralelismo entre o litoral e as estruturas tendem a ser rectas. Os movimentos tectónicos, como falhas, vulcanismo e dobramentos, têm uma influência sensível no modelado costeiro, nas estruturas menores como das diaclases podem também ter importância quando em presença de rochas com resistências distintas. Assim, as falésias talhadas em quartzito compacto, com poucas diaclases ou juntas, oferecem elevada resistência ao ataque da alteração e das ondas, mas as falésias de rocha dura com muitas diaclases e linhas de fraqueza, são facilmente atacados. As ondas, através da acção hidráulica, exploram qualquer linha de menor resistência, originando a elaboração de formas menores como cavernas, arcos e entalhes de solapamento. As formas deposicionais das costas baixas são influenciadas pelo factor geológico relativamente à origem dos sedimentos áreas de bacias de drenagem e ao fundo dos mares. O factor climático é importante porque controla a alteração física, química e biológica dos afloramentos rochosos subaéreos ou próximos do mar. De acordo com os processos de alteração, as rochas são fragmentadas ou decompostas, repercutindo-se na qualidade e granulometria dos materiais a serem fornecidos ao remanejamento marinho. As variações regionais do clima manifestam-se de formas distintas nos processos de evolução. Nos trópicos húmidos, a rápida alteração química traduz-se na decomposição profunda de quase todas as formações rochosas, e como consequência na presença maciça de sedimentos de granulometria fina e na escassez de fragmentos grosseiros, quer no ataque directo das falésias quer na carga detrítica transportada pelos rios. Nas regiões frias, ao

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contrário, a activa gelivacção favorece a presença dominante de fragmentos grosseiros, nas formas oriundas da acumulação. Nas costas desérticas, dominam também os fragmentos grosseiros. Estas costas caracterizam-se pela presença de pequenas quantidades de material detrítico e de grandes quantidades de sedimentos biogénicos (derivados de conchas marinhas e detritos de corais) transportados pelo escoamento e depositados nas formas de acumulação. O vento, elemento climático, tem importância na morfogénese litorânea porque edifica dunas costeiras e porque gera as ondas e correntes que, em conjunto com as marés, estabelecem o padrão de circulação das águas marinhas nas zonas litorâneas e sublitorâneas. O factor biótico é fortemente influenciado pelas condições climáticas, que estabelecem os limites responsáveis pela presença ou ausência de determinados organismos. Os corais e os organismos que lhe estão associados na construção de recifes estão confinados às zonas intertropicais; da mesma forma, os manguezais ocupam pântanos e estuários de regiões baixas das latitudes tropicais que estejam sujeitas à influência das marés. Os organismos podem desempenhar uma acção erosiva escavando e promovendo a desagregação dos minerais das rochas, ou protectora e construtiva, facilitando a retenção dos sedimentos e a acumulação dos seus detritos. O factor oceanográfico relaciona-se com a natureza química da água do mar. Esta pode apresentar variações de salinidade que oscilam entre os teores baixos, como no Mar Báltico, e teores muito elevados, como no Mar Vermelho e nas áreas oceânicas de zonas áridas. O sal da água do mar tem um poder corrosivo, e compressivo, quando da cristalização, actuando como processo de alteração no ataque dos afloramentos rochosos; por outro lado, condiciona ambientes ecológicos distintos, possuidores de fauna e flora específicas as quais, por sua vez, influenciam nos processos de alteração, transporte e deposição dos sedimentos ao longo da faixa litorânea. 8.3 - Formas de relevo litorais destrutivas As formas de relevo litorâneas podem resultar tanto das acções erosiva como de acumulação, que caracterizam as costas escarpadas e as costas baixas ou planas. Os elementos topográficos básicos das costas escarpadas estão representados na fig. 13.14 e 5.4. Quando, em virtude de modificação do nível do mar ou da terra, o mar entra em contacto com uma escarpa íngreme emersa, estabelecem-se condições para a esculturação de uma série de formas. O ataque das ondas, na zona intertidal, promove um entalhe de escavação na base da escarpa, que provoca o desmoronamento da sua parte superior e elaboração da falésia.

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A falésia (cliff) é um ressalto não coberto pela vegetação, com inclinações muito acentuadas e alturas variadas, localizada na linha de contacto entre a terra e o mar. À medida que a falésia vai recuando para o continente, amplia-se a superfície erodida pelas ondas que é chamada de terraço de abrasão ou rampa de abrasão (abrasion ramp). Os sedimentos erodidos nas falésias, e depositados em águas mais profundas, constituem os terraços de construção marinha, que formam, em conjunto com o terraço de abrasão um plano suavemente inclinado. Esse plano é a zona de acção das sacas (movimento de avanço das ondas sobre a praia) e da deriva litorânea. 8.4 - Formas de relevo litorais construtivas As formas oriundas da sedimentação constituem um conjunto complexo. As praias representam as formas de acumulação sub-aérea de sedimentos mais importantes do ponto de vista quantitativo. São constituídas por sedimentos depositados ao longo das costas, que se encontram em constante movimento. Geralmente a granulometria dos sedimentos dominantes é a da areia, contudo existem também praias formadas por cascalhos, seixos e por elementos mais finos do que as areias. Nos trópicos predominam as praias constituídas por uma variedade grande de partículas carbonatadas orgânicas e inorgânicas Em Portugal predominam as praias arenosas. Entretanto, em Torpes, por causa da sedimentação dos detritos em suspensão e em solução transportados pelo rio, as praias são compostas por sedimentos argilosos. Nas áreas de climas temperados, frios ou áridos, as praias são constituídas por sedimentos mais grosseiros, seixos e cascalhos, como nas famosas praias da Riviera Francesa. Em determinadas condições os sedimentos das praias podem encontrar-se litificados por carbonato de cálcio, originando os "beach-rock". Estas formas de acumulação são frequentes nos trópicos onde as águas contêm carbonato de cáçcio em excesso. Em virtude do movimento rápido e constante dos seus sedimentos ao longo da costa, as praias representam formas perfeitamente ajustadas ao equilibrio do sistema litorâneo relativamente ao fluxo de energia. Em determinadas alturas ondas de tempestade podem destruir as praias sobre as quais se abatem que, posteriormente, serão refeitas pela acção constante e normal das ondas. A forma do perfil das praias depende da dimensão, forma e composição material porque são constituídas e também da amplitude das marés e características da ondulação que nelas se fazem sentir. Na maioria das praias é possível individualizar uma berma (berm), uma crista da berma (berm crest) e a fase da praia (beach face). A berma é normalmente horizontal ou pouco inclinada, encontrando-se ausente nas praias constituídas por seixos e blocos. A face da praia apresenta inclinações quando constituída por areias finas e de 20° quando constituídas por seixos e blocos.

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Barreiras (barrier island, offshore bar, barrier beach, barrier bar), são formas de acumulação constituídas por faixas arenosas depositadas paralelamente à praia, e alongadas. Estas barreiras litorais têm como pontos de apoio os cabos e as saliências do litoral. Localizam-se acima do nível normal da maré alta e, à medida que se alongam, vão separando da costa através de parcelas de água que se transformam em lagoas litorâneas. São inúmeros os exemplos de lagoas litorâneas originadas por esse processo (a lagoa dos Patos, a de Araruama e muitas outras). Barreiras litorais sucessivas e paralelas podem, quando incorporadas à área continental, originar planícies. A área deltaica do rio Paraíba do Sul, no estado fluminense, é um excelente exemplo, para além da formação de planícies o crescimento das barreiras pode originar o fecho da desembocadura dos rios barrando-lhe a saída. Como consequência os rios deslocam-se no mesmo sentido do seu crescimento. Ao dificultarem o livre acesso dos rios ao mar o desenvolvimento das barreiras, obrigam os cursos fluviais a deslocarem-se longitudinalmente à sua linha. Os rios que se situam entre a foz do rio Doce e a do São Mateus, no Estado do Espírito Santo, são exemplos típicos, especialmente o caso do Mariricus. As barreiras litorais fazem parte da maior das faixas costeiras do mundo. Para a sua origem, existem duas teorias. Uma teoria relaciona a origem das barreiras com o transporte de areia efectuado pelas ondas que se dirigem para a costa, em águas pouco profundas. Esta teoria admite que as sacas revolvem o fundo arenoso e que a areia obtida é depositada pelas correntes de deriva e rebentação das ondas nos cordões arenosos. A segunda teoria considera que as barreiras se formam através da deposição de areias transportadas por correntes longitudinais e originadas pelo ataque erosivo nas saliências do litoral. Nesta teoria as ondas não são capazes de mover sedimentos, para cima de uma plano inclinado submarino no sentido da costa. As investigações efectuadas, principalmente as desenvolvidas no decorrer da Segunda Guerra Mundial, revelam a existência de exemplos relacionados com as duas teorias invocadas ocorrem em casos específicos, no entanto o maior número de casos relaciona-se com a deriva longitudinal. Esporões (tidal inlets) são prolongamentos arenosos encurvados na direcção da lagoa e localizados ao longo das barreiras litorais. Desenvolvem-se em locais onde se manifestem fluxos originados por ondas vindas de direcções distintas (fig. 5.6). Por outro lado, a refracção destas ondas nas ilhas origina uma acumulação de sedimentos na parte posterior do ponto de encontro de dois conjuntos de ondas refratadas. Esta acumulação de sedimentos termina por construir um cordão arenoso que liga a ilha ao continente denominado de tombolo. Este pode ser simples, duplo ou triplo, de acordo com o número de linhas arenosas porque é constituído. Os casos mais complexos são aqueles em que os tombolos reúnem várias ilhas em rosário, como o clássico exemplo da

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Praia de Nantasket, no litoral atlântico dos Estados Unidos, estudado por Douglas Johnson em 1910. São comuns os casos de tombolos no litoral brasileiro, servindo de exemplo o da Ilha Porchat, em Santos. Deltas, quando um rio escoa para o mar ou para um lago, depositando uma carga detrítica maior do que a carregada pela erosão, ocorre a formação de protuberâncias denominadas por deltas. A maneira como os sedimentos se distribuem, depende do carácter e quantidade da carga, das ondas e das correntes marinhas ou lacustres e da densidade da água dos rios e do mar. Várias são as formas espaciais assumidas pelos deltas (fig. 3.5). Considerando o perfil longitudinal dum delta, verifica-se que a superfície é plana, com aspecto de planície subaérea ou subaquosa. O recobrimento superior é formado por um conjunto de camadas quase horizontais, denominadas de camadas de topo (topset beds), geralmente constituídas por areias finas, siltes e argilas. Abaixo destas camadas situam-se as camadas externas (foreset beds), que apresentam textura mais grosseira e inclinações maiores e que assinalam a progressão do delta. As camadas de fundo (bottomset beds) que permanecem no fundo submarino ou sublacustre são geralmente constituídas por material muito fino e como se localizam na frente de progressão do delta, são recobertas pelas camadas do foreset e, posteriormente, pelas camadas do topset. Torna-se necessário lembrar que essa descrição corresponde a um corte ideal, e que cada delta pode apresentar um imbricamento de camadas, característico, em função das condições climatéricas reinantes no local durante a sedimentação. A morfologia deposicional da planície deltaica caracteriza-se pelo desenvolvimento de diques naturais bordejando os canais fluviais. Estes diques resultam do transbordo e sedimentação, relacionadas com as cheias, que inundam as depressões da planície. A velocidade de fluxo é maior ao longo dos canais diminuindo na direcção das águas mais calmas localizadas nas margens laterais. No decurso da cheia, grandes quantidades de material, relativamente grosseiro, são depositadas em áreas adjacentes ao canal fluvial, enquanto que os materiais mais finos são levados para áreas mais distantes. As acumulações de material grosseiro originam a formação de diques naturais ao longo do curso de água, com declives suaves na direcção das depressões periféricas. Com o progressivo aumento da acumulação vertical dos sedimentos com a sedimentação nos leitos fluviais os diques tornam-se cada vez mais altos faz com que também se elevem, podendo atingir cotas superiores às das depressões circunvizinhas, que permanecem como áreas mal drenadas e pantanosas. A deposição fluvial que ocorre a nível da foz dos rios tende a prolongar os diques naturais e os lóbulos na direcção do mar e a promover o avanço da frente superficial. Os deltas actuais apresentam enorme variedade em tamanho, forma, estrutura, composição e génese. Essas diferenças existem porque os mesmos conjuntos de acontecimentos ocorrem sob condições ambientais diferentes. Os principais factores que

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influenciam as características deltaicas são: a) o factor geológico e as origens dos sedimentos da bacia de drenagem; b) as condições climatéricas, tanto da bacia de drenagem como da área deposicional; c) a estabilidade tectónica da bacia; d) a inclinação do rio e do regime fluvial; e) os tipos de processos deposicionais e erosivos e respectivas intensidades, dentro da área deltaica, e f) a amplitude das marés, eustasia e as condições marinhas sublitorâneas. Das numerosas combinações entre estes factores e da sua duração temporal resulta um complexo dinamicamente mutável de ambientes, dentro do delta. Esta complexidade resulta da interacção das forças construtivas e destrutivas que participam na edificação dos deltas. A relação entre os efeitos dos mecanismos de deposição e de remoção depende das intensidades dos processos físicos, biológicos e químicos que actuam na área deltaica. O principal fenómeno na evolução deltaica é o desvio dos cursos fluviais em distributários sucessivos. Como os deltas progridem sempre na direcção do mar, a inclinação e a capacidade de carregar sedimentos vai diminuindo gradualmente, originando o aparecimento de percursos mais curtos para o mar em áreas adjacentes. Geralmente, o ponto de desvio ocorre em locais interiores, distantes do delta activo, e a sua posição pode ser acidental ou resultar do desenvolvimento de uma brecha. A partir do ponto de desvio a topografia da bacia determina o novo curso fluvial, que deslocará a área de sedimentação deltaica activa. O delta abandonado ou inactivo resulta deste processo, senão for alimentado por sedimentos fluviais será rapidamente atacado pelo mar; o balanço entre forças marinhas e fluviais pende a favor do ataque marinho. O novo delta, entretanto, progride rapidamente na direcção do mar, registando os vários estágios de desenvolvimento porque passou, até ser abandonado e originar uma nova área de sedimentação activa. Na planície deltaica do rio Mississipi, foram construídos nos últimos 5 000 anos sete lóbulos deltaicos. Noutros sistemas deltaicos, como no Nilo, Ganges-Bramaputra, Orenoco e Niger, parece não existir uma distinção muito nítida entre os lóbulos construídos e os lóbulos abandonados. O que se verifica é que determinados distributários foram edificados e posteriormente abandonados a favor de outros localizados no interior do mesmo delta. Por exemplo, o Rio Nilo atinge actualmente o mar através de dois tributários pricipais., o Rosetta e o Damietta, mas a cartografia revelou que no passado existiam vários distributários actualmente abandonados. O delta do rio Paraíba, estudado por Alberto R. Lamego, apresenta semelhanças com vários tipos deltaicos (fig. 3.6). Os deltas podem também formar-se na foz doutros cursos fluviais. Os deltas do rio Branco no rio Negro e o do Madeira no Amazonas constituem bons exemplos. Planícies de maré são formas deposicionais construtivas desenvolvem-se em determinadas áreas mais ou menos planas de costas macro e mesotidais, entre os limites da maré alta e maré baixa. São constituídas por sedimentos tipo muddy desenvolvendo-

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se maioritariamente em lagoas e estuários tidais. Estas planícies são sulcadas por um série de canais mais ou menos perpendiculares à costa encontrando-se geralmente protegidas por cordões litorais, ilhas barreira ou barras de areia. Podendo também corresponder a áreas fechadas. Cones de dejecção, são formas de acumulação construtiva, constituída pela deposição de material detritíco na parte jusante do canal de escoamento duma torrente, em virtude da diminuição rápida da competência do curso de água. As torrentes são cursos de água efémeros, localizados em regiões com altitudes elevadas, tais como as áreas montanhosas, escarpas de Serras e planaltos. O perfil longitudinal duma torrente é constituído por uma pequena depressão ou bacia de recepção, onde as águas superficiais se concentram, por um canal de escoamento, de secção transversal pequena e profunda por onde as águas, sob o efeito da gravidade, descem e por um cone de dejecção onde a maioria do material, transportado pelas águas, se acumula. Recifes, são formas construtivas de grande importância na morfologia litorânea. Os recifes podem ser constituídos por corais ou por arenitos. Inicialmente, o termo "recife", utiliza-se para designar qualquer proeminência rochosa, localizada perto da superfície do oceano, que interceptava as ondas e constituía um obstáculo perigoso para a navegação. Actualmente o termo recife designa um complexo organogénico de carbonato de cálcio (primariamente de corais) que forma uma saliência rochosa no mar e que cresce geralmente até ao limite das marés. Como os recifes oferecem resistência às ondas, os seus espaços internos são preenchidos por fragmentos de material do próprio recife, e por algas coralígenas e fragmentos orgânicos. A literatura sobre os recifes é muito ampla, mas a contribuição de Charles Darwin, em 1842, tornou-se no trabalho clássico. Nessa obra, o autor fala de recifes de coral (coral reef), como se todas as edificações fossem constituídas apenas por corais. Com base nesta afirmação, o termo generalizou-se e passou a ser aplicado a todos os tipos de edifícios que representassem obstáculos à navegação nos mares tropicais. Os recifes de corais desenvolvem-se em águas de mares onde a temperatura nunca é inferior a 18°C, e que em média se matém a alguns graus acima deste número. A temperatura mais favorável situa-se entre os 25°C e 30°C. Uma iluminação boa e forte das águas é fundamental uma vez que a função dos organismos depende dela. Por essa razão, o maior desenvolvimento dos recifes faz-se entre o nível das marés baixas e o de 25m de profundidade. Com o aumento da profundidade, a luz diminui levando a que os corais construtores se rarefassem, aparecendo em seu lugar outras espécies que vivem de modo diferente e quase nada constroem. O coral também não pode viver acima das marés baixas, porque não suporta emersões prolongadas e as temperaturas superiores a 36°C são- lhe fatais. Por outro lado, as águas devem ser agitadas e constantemente renovadas, a fim de que sejam

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as mais oxigenadas e as mais ricas em matérias nutritivas. Todavia, a intensidade de quebramento das ondas não deve ser muito forte, porque senão acaba destruindo os corais. A salinidade das águas deve estar compreendida entre 27 e 40‰, situando-se o seu valor óptimo entre 33 e 37‰. Enfim, a turvabilidade da água deve ser considerada como elemento negativo. A rocha de um recife de coral é material muito poroso, com grande variedade de componentes clásticos, principalmente organogénicos, com materiais de cimentação inorgânicos. Tanto a periferia exterior do recife como a lagoa interna apresentam detritos clásticos em quantidade, por causa da fragmentação provocada pelas ondas. Os detritos são conhecidos como areias bioclásticas ou de coral, quando não consolidados, ou como calcarenito, quando cimentados. Um tipo especial de recife é formado sobre as praias. Sob as condições ensolaradas do clima tropical, as concentrações repetidas de água marinha nos interstícios do sedimento, levam à cimentação das areias durante os períodos de baixa mar. O endurecimento leva à formação do arenito de praia (beach sandstone) ou beachrock. Ao longo do litoral brasileiro, são comuns os recifes de arenito, principalmente na costa nordestina; eles estendem-se entre as latitudes de 4° 43' e 16° 30'S. Tais arenitos aparecem formando longas faixas paralelas à costa, ou como pequenas ilhas isoladas, ou ainda sof formações distanciadas da costa. Nessa última categoria, o recife anular das Rocas e os Abrolhos servem de exemplos. Embora tenha sido verificada a existência de corais nos recifes brasileiros, ainda não foi provada a existência de recifes coralígenos nas águas brasileiras (Mabesoone, 1966). No caso das Rocas e dos Abrolhos, as edificações recifais são formadas por construções orgânicas, compostas por algas e outros organismos. Várias são as formas apresentadas pelos recifes de corais. As mais importantes são os atóis, os recifes em barreiras e os em franjas. a) Os atóis são anéis de corais, recortados por passagens, cercando uma lagoa cuja profundidade geralmente ultrapassa 30m, mas que só em casos excepcionais atinge a 100m. O diâmetro é muito variável, podendo até ultrapassar 60km. A parte do atol que emerge é pouco elevada e a inclinações interior mergulha suavemente em direcção à laguna. Em direcção ao mar circundante, ao contrário, a inclinação submerge muito bruscamente para as profundidades oceânicas, atingindo, e em geral ultrapassando, 45° durante várias centenas de metros (fig. 5.7). Os atóis mais típicos e mais estudados localizam-se nos oceanos Indico e Pacífico e nos mares da Indonésia. A explicação fornecida por Darwin para a origem do atol pode ser aplicada a muitos casos. De acordo com esse autor, os atóis se desenvolver-se-iam sobre ilhas vulcânicas em via de submersão. Os corais formariam em princípio um recife franja, de seguida um recife barreira e, finalmente, um atol quando a ilha vulcânica submergisse totalmente (fig. 5.8). A síntese elaborada por Davis, em 1928, após a sua longa viagem pelo Pacífico, postula a favor

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da subsidência. Uma teoria mais recente, proposta incialmente por Daly, considera que a maior parte das características dos recifes é originada pelas oscilações glacio-eustáticas quaternárias. Esta hipótese apoia-se sobre a profundidade relativamente uniforme (cerca de 60m) de grande número de fundos de lagoas. Estes fundos considerados como plataformas não coralinas, teriam sido aplainados durante a descida do nível do mar. A diminuição da temperatura então verificada impediu o crescimento dos corais sendo o fundo destas lagoas recoberto por uma delgada camada de detrítos e de algas calcárias. Posteriormente o aquecimento pós-glaciário, levou a que fossem criadas condições para a construção do edificio coralino, que crescia acompanhando a elevação do nível do mar. Os corais colonizaram as regiões marginais a partir dos mares mais quentes, onde nunca deixaram de existir. Daly lembra, como facto comprovante, que a largura dos atóis e dos recifes barreiras é maior nas regiões centrais que nas marginais, sendo que nessas últimas os recifes seriam mais recentes. As oscilações eustáticas, entretanto, não conseguem abranger todos os problemas levantados pelos recifes, principalmente quando as perfurações denunciaram espessuras muito grandes de formações coralinas submersas, que em casos excepcionais atingiram o embasamento rochoso a 1401m e a 1267m, no atol de Eniwetok, nas ilhas Marshall (Guilcher, 1954). Os movimentos subsidentes também devem ser considerados. Por essa razão, as explicações actuais como na teoria proposta por Kuenen e Stearns, procuram abranger tanto a subsidência como o eustatismo. b) Os recifes em franja representam a forma básica do recife de coral, desenvolvendo-se pelo crescimento das colónias de corais ao longo das bordas de uma terra emersa não coralina. O recife em franja pode atingir extensões muito amplas, sendo atravessado por alguns canais, podendo assumir forma rectílinea ou curva. Duas variedades se podem distinguir: — os recifes franja não protegidos por barreiras com uma zonação análoga às barreiras e atóis, uma vez que ficam directamente expostos às ondas do mar aberto; — os recifes franja protegidos e abrigados por barreiras contra as ondas muito fortes que constituem os casos muito comuns. Não apresentam crista acentuada, embora o bordo externo seja abrupto. Em geral, o aspecto assemelha-se aos bancos de atol, irregulares e formando lagoas internas nas depressões quando das marés baixas. c) Os recifes barreiras podem apresentar em seu interior uma ou mais ilhas não coralígenas. A sua morofologia de detalhe e a sua zonação são semelhantes às dos atóis. O seu perfil é dessimétrico, sendo que no lado oceânico as inclinações são íngremes atingindo rapidamente 1000-5000m de profundidade. Para o interior, a inclinação é suave e as profundidades das lagunas situam-se entre 80-100m.

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A mais célebre barreira do mundo é a de Queensland, que possui cerca de 2000km desde o Golfo de Papua até o Trópico de Capricórnio. Na parte oriental da Nova Guiné há outro belo complexo de recifes em barreiras, em volta das ilhas do grupo Louisiade. Exemplos também são observados nas ilhas da Nova Caledónia, Fiji, Borneo e em outras ilhas do Pacífico. 9. - CLIMA, MUDANÇAS CLIMÁTICAS E FORMAS DE RELEVO 9.1 - Introdução O estudo dos climas é importante porque permite compreender e conhecer as originalidades da morfologia de cada zona uma vez que cada zona conheceu, no passado, sucessivos e diversos climas, que deixaram os seus traços. O clima actual apenas faz sentir o seu efeito do ponto de vista geológico, a nível da Europa Ocidental e América do Norte, à pouco tempo, à cerca de dez milhões de anos e durante estes anos as formas não puderam remodelar-se completamente. As condições actuais da Europa Ocidental após a época neolítica, isto é, à 5000 anos (tempo no qual a agricultura substitui no sistema económico a caça, a pesca e a colheita) são denominadas pelo papel desempenhado pela erosão a nível do solo, uma vez que este se encontrava anteriormente coberto por um manto de vegetação. O sistema de erosão que se desenvolve actualmente debaixo dos nossos olhos foi originado pelo homem, é conhecido como sistema antrópico e é artificial. A cada clima corresponde uma cobertura vegetal que influência os processos morfogenéticos. Nas regiões com floresta a erosão, diminui consideravelmente porque as folhas diminuem o efeito da chuva, não deixando cair sobre o solo senão um número restrito de gotas, e com um certo atraso. Os processos que podem acelerar a erosão (arranque de terra pelas raízes duma árvore que cai) só intervêm raramente. As regiões com estepe, e sobretudo as desérticas, deixam aparecer o solo a nú facilitando consideravelmente a alteração e erosão. As coberturas vegetais encontra-se quer em climas quentes e áridos, quer em climas frios. Alguns agentes, como o vento, também exercem a sua acção, em climas tão diferentes como os do Sahara e Islândia, em combinação com os processos de alteração térmica bem distintos nos dois ambientes. A Crise climática é uma noção muito importante em geomorfologia. Consiste nas mudanças originadas após uma variação climática. Muitas plantas não são capazes de se adaptar às novas condições criadas pela variação climática levando a que o tapete vegetal seja, nas maioria dos casos totalmente destruído. A cobertura vegetal só se desenvolverá quando as sementes germinarem. Durante o tempo de germinação das sementes encontramo-

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nos momentâneamente na presença duma taxa de erosão muito elevada: os solos, preparados pela alteração no período precedente, podem sofrer um transporte muito intenso. 9.1 - Paleoclimas, métodos de datação Os paleoclimas com um papel importante na história morfológica das formas actuais são os seguintes:

a) primeira parte do Terciário, com clima tropical nas regiões actualmente temperadas; b) segunda parte do Terciário (Miocénico e Pliocénico) o clima da Europa Ocidental era do tipo quente não tropical; c) entre o Pliocénico e o Quartenário (vilafranquiano), surgem as primeiras oscilações entre clima quente e clima frio.

Os paleoclimas podem ser reconhecidos através da utilização de diferentes métodos:

a) pré-história; b) acumulação de turfas nos pântanos indicam-nos toda sucessão completa da base para o topo. Cada camada de turfa recebeu polens de espécies vegetais vizinhas do pântano. A análise polinica indica o tipo de vegetação e o clima que reinava na época. A presença de evaporitos, arenitos eólicos, e tilitos constituem também bons indicadores. c) datações absolutas radioactivas. O estudo da radioactividade de certos minerais permite fazer o cálculo do número de anos. O carbono 14 (C14) permite calcular idades inferiores a 50000 anos, sendo por isso válido para o último período glaciar e o período postglaciar. Dois isotopos de urânio permitem atingir 250000 e 400000 anos, mas a sua utilização é delicada. Para lá desta idade até às centenas de milhões de anos (do Quaternário médio ao primário) o potássio e o argon (K-Ar) permitem conhecer a idade das rochas que se formaram a quente, como as lavas ou o granito.

Actualmente emprega-se com êxito a técnica de análise dos isótopos estáveis de oxigénio (16O/18O) para conhecer idades absolutas em sedimentos carbonatados (foraminíferos plantónicos e bentónicos).

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9.2 - Quartenário A época quaternária ficou marcada pelo aparecimento do homem e dos restos das suas indústrias e pela presença e desenvolvimento de grandes glaciares que cobriram boa parte da Europa e América do Norte. O desenvolvimento dos glaciares não pode ser atribuído a causas extrictamente locais, uma vez que se produziu simultaneâmente na Europa e na América e duma forma mais geral sobre todo o globo. A sua aparição apenas pode ser explicada por um arrefecimento generalizado e simultâneo nos dois hemisférios, que levou à descida, por toda a parte, do "limite das neves eternas". O arrefecimento geral do globo, aceite por todos, tem sido atribuído a fenómenos extraplanetários. A origem dos glaciares está ligada às cadeias montanhosas de altitudes muito elevadas. O Quaternário foi submetido a vários períodos glaciares frios, separados por períodos interglaciares com clima temperado e quente, análogo ou ligeiramente mais quente do que o clima actual. Estas variações levaram a migrações importantes de populações animais e vegetais. Nos Alpes foram reconhecidas quatro glaciações denominadas de acordo com os nomes de ribeiras bavaroises: Gunz, Mindel, Riss e Wurm. Na América do Norte, foram individualizados, igualmente, quatro glaciações (Nebraska, Kansas, Illinois e Wisconsin) durante as quais grandes calotes cobriram toda uma parte do continente. Na planície da Alemanha do Norte, distinguiram-se apenas três glaciações foram individualizadas: Elster, Saale e Vistule. O paralelismo entre as várias glaciações deve ser feito entre Mindel e Elster, Riss e Saale e Würm e Vistule uma vez que a glaciação Günz não foi individualizada fora da região dos Alpes. A duração das glaciações e dos períodos interglaciares é bastante variável. Actualmente a tendência é de alongar os períodos temperados interglaciares e se diminuir os períodos glaciares, de tal maneira que parecem ter existido uma quinzena de períodos frios. Nos desertos, nunca houve glaciações, mas durante as glaciações que cobriam os Alpes, Europa do Norte e grande parte da América do Norte, eles conheceram períodos mais húmidos (períodos chuvosos) do que actualmente. Em Marrocos foram individualizadas várias épocas de chuvas. A latitudes baixas, a situação não se conhece muito bem. É possível que o clima tenha sido mais seco durante as glaciações que se sentiam nas latitudes elevadas. Em todo o caso, parece que o clima dos períodos post-glaciares foi inicialmente mais húmido do que é actualmente nas latitudes elevadas, uma vez que o nível dos lagos da África Oriental e o lago Tchad teria sido um nível superior ao actual.

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Após o final da última glaciação, o clima tornou-se semelhante ao clima actual. No entanto, a glaciação não terminou de golpe. Houve primeiro um reaquecimento entre 12 000 e 11 000 anos (Alleröd) antes de nós; depois um retorno do frio entre 11 000 e 10 000 anos, após o qual as mudanças apenas apresentaram pequenas nuances (fig. 14.7, pg. 352 e fig. 14.8).

FORMAS DE RELEVO QUARTENÁRIAS

Durante o Quaternário os diferentes agentes morfogenéticos originaram várias formas de relevo que, na maioria dos casos, permaneceram frescos e inalterados. O seu estudo representa um meio precioso para reconstituir os fenómenos que as originaram e estabelecer a sua cronologia. A - Superfícies de acumulação fluviais: planície aluvial e terraços. As planícies aluviais são superfícies planas, quase horizontais, com uma inclinação ligeira no sentido jusante. São originadas no decurso das divagações sucessivas dos rios, que os obrigaram a correr sucessivamente na totalidade dos pontos da sua planície aluvial. Deste modo, quando observamos uma planície aluvial muito larga, é necessário não deduzir de imediato que o rio foi outrora tão largo como a sua planície. Se for por algum motivo (elevação do solo, abaixamento do nível de base no qual o rio termina, modificação do seu regime, etc.) o rio deixar de entalhar num determinado ponto do seu curso, então passará a escavar o seu leito e a entalhar-se nos aluviões anteriormente depositados. A superfície destes aluviões passa agora a dominar o curso de água a uma determinada altura, por exemplo 35m, constituíndo o terraço 35 metros. B - Superfícies de acumulação glaciares e fluvio-glaciares. Estas superfícies foram originadas pelos antigos glaciares e apresentam topografia muito irregular, denominada por topografia moreica. Estas superfícies de acumulação apresentam linhas de cristas ou vallums, mais ou menos contínuas durante grandes distâncias. Representam antigas moreias superfícies, frontais ou laterais, de acordo com a posição em relação aos contornos da antiga frente glaciar, que elas permitem rescontituir em todas as épocas. As moreias de fundo apresentam geralmente uma topografia extremamente caótica, no entanto é possível, muitas vezes, reconhecer acumulações moreicas alongadas, em forma de rodilha, paralelas ao sentido do deslocamento do gelo, são os drumlins. Drumlins deste tipo são comuns nas planícies da Alemanha do Norte, foram edificados a partir das moreias de fundo da última extensão dos antigos glaciares escandinavos. C - Superfícies de acumulação ao longo de antigas planícies costeiras. As planícies costeiras edificaram-se ao longo de costas não abruptas e representam os

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testemunhos de margens marinhas antigas. Ao longo duma costa de inclinação suave tende a surgir uma superfície de inclinação suave na direcção do largo, constituída, na parte emersa, por cordões litorais, preenchimentos lagunares, aluviões de rios ou torrentes costeiras. Na parte submersa, por praias de areias trazidas pelas correntes e vagas. A esta superfície constituída pelo conjunto destes sedimentos, semi-marinhos e semi-continentais que se designa por planície costeira. Se o nível do mar sobe, as planícies costeiras antigas são destruídas ou englobadas nas mais recentes. Se ao contrário o nível baixa, a planície costeira antiga subsiste sob a forma de terraço marinho dominando as novas margens.

CARACTERÍSTICAS LITOLÓGICAS DAS FORMAÇÕES QUATERNÁRIAS

1- Moreias e aluviões Moreias são depósitos glaciares não estratificados, constituídos por blocos angulosos e calhaus e seixos estriados. Aluviões são depósitos estrtificados constituídos por calhaus e seixos rolados. 2- Blocos residuais Quando os constituintes das moreias e os aluviões, que contêm blocos de grande volume, são completamente separados durante os períodos de erosão, pode acontecer que durante este período as correntes não tenham sido nunca bastante violentas para transportar os enormes blocos. Permanecendo no lugar como blocos residuais, são embalados na base da nova série aluvial. 3- Varvas Nos climas árticos ou glaciares existe uma diferença enorme entre a sedimentação de Verão e de Inverno, as águas superficiais permanecem geladas e os transportes aluviais cessam completamente. Os lagos e mares que circundam as calotes glaciares (ex: Mar Báltico com o glaciar Escandinavo) recobriam-se duma banquisa sobre a qual, nas águas tranquilas, apenas chegavam e decantavam as partículas finas de minerais de argila. Durante o Verão, pelo contrário, as vagas e correntes dispersavam ao longe as areias trazidas pelas torrentes de fusão. Deste modo os depósitos marinhos e lacustres apresentam uma sucessão nítida de camadas de Inverno, finamente argilosas, de côr escura, separadas por camadas de Verão mais ou menos arenosas, de côr mais clara. Estes depósitos folhosos sucessivos ou varvas foram individualizados do Báltico por um geólogo sueco. 4- Loess e os antigos solos

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Imensas regiões da Europa, em particular no Norte de França, nas margens Oeste e Norte dos Alpes, nas planícies da Alemanha e Europa Oriental, o solo é formado por uma rocha muito especial, o loess. O loess é um tipo de poeira calcária, de côr amarelo clara, muito permeável, nada argilosa nem plástica, mas friável nos dedos, e todavia coerente em afloramentos formando por vezes paredes verticais de vários metros ou dezenas de metros de altura: os caminhos concâvos muito encaixados constituem um dos traços característicos dos países com loess. O facto de debaixo das condições climáticas actuais na Europa, o loess não ser estável, (transforma-se por oxidação e hidratação dos sais de ferro, perda do seu calcário por dissolução e por desenvolvimento de minerais argilosos coloidais), revela que esta rocha tão especial deve ter-se formado debaixo de condições climáticas áridas. As acumulações mais espessas de loess conhecidas (várias centenas de metros) são as das estepes da Ásia Central, onde o loess ocupa uma larga faixa que vai do Cáspio à região de Pequim; e lá, debaixo daqueles climas, o loess contínua ainda a acumular-se. 9.3 - Eustasia A eustasia compreende as oscilações que afectaram o volume de água e o tamanho da bacia oceânica. Tais movimentos do nível do mar são designados de eustáticos, podendo ser positivos ou negativos. As variações do nível do mar podem ser curta duração, como as sazonais, ou de longa duração. Nesse caso, as variações eustáticas implicam consequências à escala geológica. Quanto às variações sazonais, J. G. Patullo (1963) fez o mapeamento dos meses de Março, Junho, Setembro e Dezembro certificando que durante o mês de Março, o nível eustático do mar foi inferior ao nível médio do hemisfério Norte e mais elevado do que o do hemisfério Sul. No hemisfério Norte, as excepções são fornecidas pelo Mar Arábico, Golfo de Sião e pela faixa entre 40° e 60°N. No hemisfério Sul, os únicos valores negativos ocorrem nas costas meridionais da Austrália. Os desvios mais acentuados em relação ao nível médio foram registados na Baía de Bengala, com valores de -40cm. Os valores de -19cm foram observados no México, América Central e nordeste da Sibéria. Um valor positivo de 16cm ocorre no nordeste da Austrália. O Oceano Ártico apresenta valores negativos em Março e positivos durante Setembro. Em setembro, os valores são semelhantes aos verificados em março, mas em sentido contrário. A Baía de Bengala apresenta valor positivo de 54cm, enquanto as cifras positivas de 13 e 27cm são observadas no México e no nordeste da Sibéria. O sudeste dos Estados Unidos e da Islândia oferecem valores positivos, enquanto o sul da Austrália possui desvios negativos em ambas as estações. O referido autor não distinguiu

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padrões regulares para os meses de Junho e Dezembro. Em Junho, as partes centrais dos oceanos tendem a apresentar desvios negativos, enquanto que valores positivos ocorrem na parte setentrional do Oceano Indico, e ocidental do Oceano Pacífico. Os maiores desvios negativos assinalados em Junho são os de - 18cm no Golfo Sião, e de - 13cm da Noruega, e valores positivos são os de 30cm na Baia de Bengala e de 14cm no sul da Austrália. O Oceano Ártico, em Dezembro, com excepção da costa norte do Alasca e nordeste da Sibéria, apresenta valores positivos, enquanto em Junho os valores negativos são observados ao longo da costa setentrional da Gronelândia, Europa e Ásia. As variações sazonais são explicadas pelas influências exercidas por quatro factores principais: a) diminuição da pressão atmosférica local; b) aumento da quantidade de calor contida nos oceanos; c) diminuição da salinidade; e d) aumento na componente dos ventos dirigidos para as terras e das correntes litorâneas. As variações do nível do mar de maior duração temporal constituem objecto de ampla bibliografia, podendo ser ocasionadas pelos movimentos eustáticos e pelos movimentos isostáticos. Nesse último caso, as variações dependem dos movimentos ocorridos nas terras emersas em função de um nível oceânico estático. Em geral, as variações do nível do mar resultam da actuação combinada de ambos os processos. Foram várias as explicações avançadas para explicar a origem dos movimentos eustáticos. Fairbridge (1961) resumiu com propriedade os tipos possíveis de oscilações eustáticas. Em princípio, no século XIX, a teoria eustática foi proposta para explicar as transgressões e as regressões marinhas no decorrer da história geológica. A primeira proposição mostrava que o nível do mar variava em função dos movimentos tectónicos (eustasia tectónica), pois quando ocorria um dobramento importante, resultando na formação de cadeias montanhosas ou guirlandas insulares, restringia-se o espaço ocupado pelos mares; ao contrário, quando havia afundamentos, o referido espaço aumentava. Os processos tectónicos podem ser de escala local, regional ou da extensão geral dos oceanos, mas alteram sempre a capacidade das bacias oceânicas. Os movimentos verificados no final do Terciário parecem ter provocado o abaixamento de parcelas do fundo submarino, ocasionando diminuição do nível marinho durante esse período. Outra linha explicativa assinala que o nível do mar podia flutuar em função da transferência gradual dos detritos continentais para os oceanos, originando um ciclo de sedimentação grande, que influíria no espaço ocupado pelas águas marinhas (eustasia sedimentar). Esta diminuição da capacidade das bacias pode ser a responsável pelas transgressões lentas e generalizadas, que caracterizam determinadas épocas geológicas. Na actualidade, sua importância é praticamente nula. Estas hipóteses, que estavam na origem da teoria eustática, têm repercussões a longo prazo e foram consideradas como improváveis para alterar de modo significante o nível do mar. Por outro lado, as

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modificações ligadas ao sial pertencem ao âmbito da isostasia e, se nada mais houvesse, a teoria eustática teria desaparecido. O reconhecimento de fases glaciárias no Quaternário deu origem à teoria glacio-eustática. Maclaren, em 1842, introduziu a teoria do controle glacial e foi o primeiro a reconhecer um nível do mar flutuante no decorrer do Plistocénico. Essa concepção, desenvolvida em maior intensidade no século XX, após a difusão promovida por Henri Baulig (1935), significa que as oscilações do nível marinho são devidas às modificações climáticas. Aceita-se o facto de que mudanças na temperatura alteram o estado de equilíbrio entre a água contida nas bacias oceânicas, a da unidade atmosférica e a água que é precipitada sobre as terras e acaba voltando aos oceanos através do escoamento fluvial. Então, se um clima interglaciar quente for substituído por um clima glaciar frio, a precipitação das grandes áreas altera-se de chuva para neve. Caindo em forma sólida, e assim permanecendo, a água não volta aos oceanos mas integra-se na formação das massas de gelo. Esse mecanismo, denominado de controle glaciar, resulta na acumulação de água nos continentes e na diminuição do nível do mar, tendo a sua actuação sido muito importante durante o Pleistoceno. Durante algumas dezenas de milénios houve estocagem das águas oceânicas nos continentes, formando inlandsis de 2000 e 3000m de espessura, em média. Deste modo, cada fase de glaciação desencadeou uma regressão marinha e cada fase de fusão glaciária (interglaciar) provocou uma transgressão. Dada a mobilidade da água, os fenómenos teriam sido simultâneos em todas as bacias marinhas. Durante o Quaternário foram individualizadas quatro fases pricipais glaciares, separadas por fases interglaciares. Fairbridge (1961) fornece dados sobre as oscilações do nível do mar 10 - INTERACÇÃO ENTRE PROCESSOS ENDOGENÉTICOS E EXOGENÉTICOS Antes de discutirmos taxas de elevação e desnudação há que introduzir e definir alguns conceitos. As taxas de desnudação são frequentemente estimadas como a massa de sedimentos transportada pelos rios, glaciares ou vento. Uplift, refere-se ao movimento para cima da superfície da terra em relação a um datum específico, normalmente o nível do mar. Na maioria dos casos o movimento de uplift está associado com a actividade tectónica, mas o elevação da crista pode ocorrer simplesmente como uma resposta isostática inevitável à desnudação. Para que as rochas aflorem à superfície é necessário que sofram um processo de deformação e elevação (tectogénese e orogénese). Durante a tectogénese as rochas

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formadas no interior da crosta terrestre são deformadas pelo efeito de pressões tangenciais ou forças de compressão. A origem destas forças de compressão situa-se na dinâmica cortical, responsável por todos os tipos de deformação e evolução da parte superficial da crosta. O efeito destas deformações traduz-se no aparecimento de estruturas tectónicas, pregas, falhas, etc. Durante a orogénese as rochas sofrem uma elevação vindo à superfície da crosta. As causas desta elevação devem-se a factores tais como a densidade, as rochas de menor densidade tendem a subir, e ao equilíbrio isostático, nome do equilíbrio que se obtém no posicionamento dos corpos rochosos da crosta em função da sua massa e densidade. Este processo afecta todas as rochas ou massas rochosas que ascendem a parte superficial da crosta, quer sejam sedimentares, metamórficas ou magmáticas. Dele resulta o levantamento de cordilheiras que não são mais do que um conjunto de rochas dobradas por esforços tectónicos. 10.1 - Origem do relevo continental O relevo dos continentes, como o do fundo dos mares, pode ser devido à acumulação de materiais, à acção tectónica ou ao eustatismo, mas a erosão desempenha um papel infinitamente mais importante nos continentes do que no fundo dos mares, para dar ao relevo continental o seu aspecto real. 1. Relevos de acumulação. São constituídos por materiais sólidos em quantidades suficientes para dar ao relevo o seu aspecto característico. Estes materiais tem origens muito diversas: acção da gravidade (cones e leques edificados na base das encostas íngremes), transportados pela água liquída (aluviões fluviais, lacustres ou delta), pelo gelo (moreias), pelo vento (dunas e loess) ou pela intervenção de causas profundas (cones vulcânicos e depósitos de fontes termais). Estas acumulações são de amplitude variável de acordo com a sua localização e natureza do agente morfogenético; é no mar que a sedimentação adquir a sua maior importância, nos continentes, ele contribui localmente ao aspecto morfológico da paisagem. 2. Relevos tectónicos. Têm a sua origem no deslocamento relativo de massas, isto é, às deformações da crosta terrestre (ondulações, dobramentos ou fracturas) conduzindo à elevação ou descida dum maciço em relação ao nível de referência.

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3. Relevos eustáticos. São originados pelo eustatismo, que consiste nas variações do nível dos mares, estando a litosfera perfeitamente rigida. Se o movimento é possível o mar envade o continente, e o relevo absoluto diminui, se ele é negativo, o continente alarga pela junção duma banda mais ou menos larga cujo relevo pode ter outro aspecto diferente daquele que tinha na parte continental antes do deslocamento das águas. 4. Relevos mistos. São originados por duas ou várias causas que se sucedem numa região do globo. São conhecidos numerosos exemplos de cones vulcânicos recentes (relevo de acumulação) sobrepostos a um planalto, a uma depressão, etc. (relevo de origem tectónica). As ilhas vulcânicas e coralinas, a plataforma continental nos oceanos são relevos de acumulação podendo se sobrepor a relevos anteriores de origem tectónica. 5. Relevos de erosão. Os relevos à acumulação de materiais, acções tectónicas ou ao eustatismo não passam de realidades teóricas. Não devemos perder de vista, com efeito, que a forma original do relevo continental foi sempre modificada, numa certa medida, pela erosão subaérea. O aspecto real de um determinado relevo, resulta da interacção entre dois factores: um, construtivo (tectónico, eustático ou acumulação), que tendem a elevar; o outro, destrutivo (erosão), que tendem a baixar; à mínima diminuição de um destes factores, permite ao outro de se tornar preponderante. A acção dos agentes atmosféricos é permanente, a causa de acumulação, seja ela qual for, é passageira ou intermitente. O relevo de erosão é por isso forçosamente o relevo mais normal que pode existir à superfície dos continentes. 10.2 - Aspectos do relevo continental O relevo continental pode apresentar diversos aspectos, distinguindo-se habitualmente, planícies, planaltos e montanhas. As planícies, são regiões de altitude relativamente pequena, sem irregularidades marcadas. São percorridas por linhas de água de percurso lento. São denominadas por regiões mais elevadas, de onde os cursos de água trazem massas consideráveis de aluviões que se depositam nas regiões baixas. Existem três tipos de planícies: marinha, continental e aluvial. Duma maneira geral, o aspecto das planícies resulta sobretudo duma acção de edificação, uma vez que elas correspondem à acumulação de aluviões ou de sedimentos marinhos segundo uma superfície sensivelmente horizontal (planícies aluviais, de fundo de lagos ...). No entanto a zona aplanada em forma de larga ondulação sinclinal e o graben entre falhas radiais, resultam também de acções tectónicas.

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O planalto, é constituído por uma parte levantada da crosta terrestre, qualquer que seja a altitude, de superfície sensivelmente horizontal, sem irregularidades bem marcadas. Os cursos de água correm lentamente, descrevendo meandros na sua planície aluvial. Por este carácter, e pelo seu aspecto geral, o planalto assemelhaça à planície. Mas ele não é necessariamente dominado pelas altitudes; pelo contrário, ele está sempre levantado, e a zona de transição entre o planalto e as regiões baixas vizinhas tem uma inclinação mais ou menos íngreme. O planalto pode corresponder a uma extensa região levantada, formada por camadas horizontais ou pouco inclinadas. Trata-se dum planalto típico, onde o comportamento original dos terrenos sedimentares foi conservado (507). Os planaltos não têm necessariamente uma disposição simétrica, podem, dum lado, dominar a planície por um rebordo abrupto e descer em inclinação suave no outro (508). A peniplanície é uma superfície inteiramente nivelada pela erosão, que no seu aspecto exterior lembra a planície, mas distingue-se pela natureza do seu solo. Cadeias de montanhas, são partes da crosta terrestre de altitude relativamente grande, de topografia irregular, onde dominam habitualmente vales profundos separados por cristas abruptas. Os rios têm aqui cursos rápido ou torrenciais. A erosão domina aqui de forma absoluta. A origem duma região montanhosa é diversa: distinguem-se principalmente montanhas de acumulação, resultantes da actividade do vento, acção dos glaciares ou da acumulação de cinzas e lavas nos cones vulcânicos, e as montanhas de origem tectónica. Estas últimas são as mais típicas, e as grandes cadeias de montanhas são exclusivamente desta origem. Do ponto de vista geológico, a estrutura das cadeias de montanhas, relevado pela erosão, é muito complexo; é lá que se encontram sobretudo todos os tipos de pregas, falhas, cavalgamentos; sob a acção de esforços tangenciais que fizeram surgir as pregas, as rochas se transformaram, metamorfizaram; nos eixos anticlinais de primeira ordem, encontram-se os grandes batólitos e rochas magmáticas. Na extremidade de todas as zonas de relevo elevado, como consequência do aprofundamento de vales profundos, surgem picos isolados, e colinas que permanecem na frente das cadeias de montanhas. São denominadas de relevos residuais (bottes-témoins). O planalto, ou em geral a zona de relevo, extendiam-se, originalmente pelo menos, até os relevos residuais mais afastados. 10.3 - Influência da litologia no relevo A influência das rochas no modelado tem que ver com a sua permeabilidade, fissuração, alterabilidade face aos agentes atmosféricos, natureza do seu cimento se

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trata de rochas lapidificáveis, cristabilidade e natureza mineralógica dos seus constituintes se tratarem de rochas metamórficas ou eruptivas. Parece que cada rocha submetida à erosão deveria originar um modelo especial, sempre o mesmo, mas na realidade assim não é. Uma mesma rocha pode apresentar aspectos muito diferentes de acordo com as condições climáticas, altitude, relevo e profundidade dos vales e também segundo o seu grau mais ou menos perfeito de homogeidade. Areias — são rochas móveis, com ligeira coerência desde que húmidas, ao ponto de poderem manter-se verticais. A presença dum pouco de argila aumenta a sua coerência. Por outro lado, a sua grande permeabilidade diminui consideravelmente a acção da água, mantendo-se a toalha de água bastante baixa desde que os vales pricipais sejam pouco profundos. As ravinas secundárias com paredes relativamente íngremes são habituais quando as areias estão secas. A areia pode pois originar um relevo marcado; contudo a inclinação das vertentes diminui rapidamente em período seco, porque, então, os grãos deslizam facilmente uns sobre os outros, as paredes abatem-se e o alargamento rápido dos vales tem lugar. Deste facto resulta que o relevo é sempre mais ou menos disfarçado, e tanto mais quanto a região é mais seca, porque, neste caso, as areias são constantemente levadas e transpotadas pelo vento. Limos e loess — são rochas de grão fino, um pouco argilosas e calcárias, e muito permeáveis. A percolação da água é fraca e os vales raros. Nos países secos estes depósitos originam facilmente paredes verticais à custa da aderência resultante da granulometria muito fina dos seus constituintes e da presença do carbonato de cálcio; o loess apresenta-se assim em verdadeiras escarpas. Nas regiões húmidas, os limos são facilmente levados pelas águas de circulação, e o relevo adquir formas mais doces. Argilas — são rochas móveis de granulometria muito fina, relativamente homogéneas e desfazendo-se facilmente na água. O ? é aqui considerável em virtude da sua impermeabilização. Daqui resulta que nos países com precipitação fluviais frequentes os terrenos argilosos são facilmente erodidos, formando depressões em relação às areias e aos limos. A inclinação das vertentes é, por consequência, sempre muito fraca, porque a superfície impregnada de água forma uma pasta que desliza sobre as vertentes inferiores a 15°. Os valores alargam-se rapidamente e o estado de maturidade e de senilidade é mais rapidamente atingido do que nas areias. Seixos e calhaus — os seixos e os calhaus, muito permeáveis, comportam-se de forma análoga à das areias grosseiras. Por outro lado, logo que os seixos são englobados, numa terra argilosa, como é o caso dos aluviões ou por muitos depósitos de moreias, os calhaus resistem ao transporte pela água e protegem a parte do material de grão fino subjacente, enquanto que dum lado e de outro ele lavado. O resultado, sobre as vertentes, é uma disposição como a que a figura 648 mostra. Pirâmides de terra, demoiselles, chaminés de fadas, etc. denominam este tipo de relevo, mas desde que o calhau protector caia, a terra é rapidamente levada pelas

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águas. Estas pirâmides alinham-se normalmente segundo cristas compreendidas entre rigoles onde a acção da água é mais intensa. Grés e quartzitos — o grés é uma rocha resistente à erosão sobretudo quando com cimento silicioso. Quando o cimento é argiloso e sobretudo calcário que é solúvel em água das chuvas com anidrido carbónico. O quartzito em virtude da sua cristalinidade, apresenta maior resistência do que o grés. Os quartzitos e os grés são relativamente permeáveis em grande. Por estas razões as rochas ? e quartziticas correspondem-lhe habitualmente zonas de relevo. Grés fracamente cimentado, desagregam-se facilmente em areia, e o terreno adquir, sobre os planaltos, o aspecto de regiões arenosas. Conglomerados — os conglomerados são igualmente rochas muito resistentes tanto mais quanto os calhaus forem duros e o cimento silicioso. Estas rochas cortadas por diaclases bastante espaçadas, adquirem aspectos de muralhas ou o aspecto de ruinas. Xisto— os xistos propriamente ditos são fragéis e impermeáveis, e o fluxo de água é intenso à superfície. A rocha parte-se em baguettes antes de se transformar em argila, ela é facilmente levada pelo fluxo de água. Nas regiões húmidas, as bandas xistosas formam depressões em relação às outras rochas se o seu grau de evoluação for comparável. As ? apresentam grande resistência à erosão, porque são mais evoluidas do que os xistos e porque não apresentam xistosidade. Calcários — os calcários e a cré são facilmente alteráveis e mais do que as rochas siliciosas, logo, os calcários desaparecem mais rapidamente formando depressões em relação às rochas siliciosas coerentes. Por outro lado, os terrenos calcários, mais permeáveis, mantêm-se melhor do que as rochas argilosas, porque o fluxo é minimo a sua superfície. Um calcário coerente forma relevo em relação ao xisto normal e depressão em relação ao grés. O cré, pelo contrário, apesar de ter um certo grau de coerência, são menos permeáveis, por causa da granulometria fina dos seus grãos e a sua friabilidade relativa opõem-se a que as arestas permaneçam vivas, resulta portanto um relevo dum tipo particular, de formas arredondadas, "les downs" de Inglaterra são um bom exemplo. Rochas vulcânicas — de entre as rochas vulcânicas superficiais, as escoadas de lava apresentam geralmente uma grande resistência à alteração em virtude da sua textura ? ou microlitica, dureza dos seus elementos e pela presença de juntas que permitem a penetração em relevo em releção às restantes rochas os tufos e os amas de cinzas que acompanham geralmente as escoadas são mais facéis em relação à desagregação. Rochas plutónicas — as rochas do tipo granitóide (granito, granulitos, dioritos e sienitos) são compactas, mas elas apresentam juntas e diaclases que permitem a penetração das águas e por conseguinte a decomposição dos feldspatos, com a formação duma areia granitica movél. Nas regiões húmidas esta alteração faz-se rapidamente, se o relevo é pouco marcado e, por conseguinte, o transporte dos restos dificil, o solo composto por esta areia tem

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uma grande espessura; nas regiões quentes e húmidas encontram-se areias graníticas com mais de 50 metros de espessura. A alteração começa ao longo das juntas, a parte central é atingida em último e é assim que, numa areia granítica, se observam blocos por vezes enormes, de forma arredondada, de rocha intacta ou pouco alterada. Esta decomposição em bolas é característica das rochas graníticas e de muitas rochas plutónicas homogéneas. Sob a acção do fluxo, a areia granítica é facilmente levada e os blocos emergem, dando assim ? as caóticas. Nas regiões relativamente secas, as alternâncias de quente e frio, ajudadas por uma certa humidade do ar provocam também exfoliação dos granitos, dando aos rochedos formas de doma. Nas regiões montanhosas, a insolação das superfícies é muito forte e o arrefecimento nocturno vai até ao gelo, produzem-se fendas e a água infiltra-se e por congelação faz estalar a pedra. A decomposição química é mínima e as pedras caídas no sopé das vertentes são constituídas por rochas sã. Em virtude da forte inclinação, os fragmentos estalados são facilmente levados, e a rocha sã é posta a nú, e os maciços graníticos têm assim um aspecto diferente do aspecto do das regiões com menos relevo; as paredes verticais, as rochas escarpadas, as muralhas, as agulhas com formas vivas substituem as formas arredondadas dos blocos de granito que originaram a areia. Rochas cristofílicas — os gnaisses assemelham-se ao granitico relativamente à sua composição, mas devido à divisão em lâminas, não apresentam alteração em bolas. São rochas muito resistentes como os quartzitos. Os micaxistos e em geral, todas as rochas muito folhetadas, têm uma resistência maior. 11 - TECTÓNICA E DRENAGEM O controlo tectónico pode exercer-se no desenvolvimento de sistemas de drenagem de duas maneiras (table 6.1): 1) controlo tectónico activo involve a resposta do sistema fluvial ao avanço da actividade tectónica. A rede hidrográfica já se encontrava parcial ou totalmente constituída sendo modificada por deslocações posteriores. Este tipo de controlo é mais evidente em ambientes tectonicamente activos, mas mesmo em regiões aparentemente calmas do ponto de vista tectónico os sistemas de drenagem podem ser significamente afectados pelo controlo duma tectónica activa. Este tipo de controlo inclui falhas, blocos e deformação dos terrenos superficíais. 2) controlo tectónico passivo (= structural controls) opera através da influência exercida pela actividade tectónica anterior sobre desenvolvimento subsequente da drenagem. O tipo de controlo tectónico passivo opera mais facilmente sobre os materiais resultantes do

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efeito da actuação da tectónica activa. Com efeito a tectónica activa produz uma organização estrutural (disposição e arranjo) das litologias com variados graus de resistência. Alguns dos exemplos mais espectaculares de formas de relevo a nível mundial estão em terrenos dobrados os quais foram parcialmente erodidos pelos sistemas de drenagem. Neste tipo de controlo passivo a estrutura do terreno foi adquirida anteriormente em virtude da deformação da crosta (tectónica activa) anterior à origem do sistema de drenagem. Nalguns casos os dois tipos de controlo tectónico operam em conjunto influenciando ambos o desenvolvimento do sistema de drenagem. 11.1 - Controlo tectónico passivo

TIPOS DE DRENAGEM

Já vimos anteriormente que os tipos de drenagem se referem ao arranjo espacial dos cursos fluviais, sendo este arranjo controlado por vários factores: climático, geológico, litológico e estrutural. Os cursos de água são os agentes mais eficazes de transporte de materiais provenientes da desagregação das rochas. Esta acção conduz ao aprofundamento constante da depressão por onde a linha de água se desloca, isto é, o seu vale. À medida que o rio encaixa no vale vai encontrar rochas que podem ser muito diferentes, pela sua natureza e disposição, das rochas sobre as quais o rio se começou a desenvolver. Preso num silão já escavado, o rio prossegue o seu trabalho de erosão impondo-se às rochas que o teriam talvez orientado de outro modo se ele se tivesse estabelecido directamente à sua superfície. É o caso mais geral nas séries sedimentares discordantes, sendo conhecido por sobreimposição ou epigenia. Posteriormente os sedimentos recentes podem ser retirados pela erosão, apresentando o sistema de drenagem sinais e aparente anormal em relação à natureza das rochas do substratum. O seu curso não se encontra ajustado, ele foi herdado dum antigo traçado estabelecido à superfície da cobertura sedimentar discordante sobre o substratum e actualente retirada pela erosão. 11.1.1 - Irregularidades e dissemetria das vertentes Quando a natureza das rochas é a mesma ao longo do vale, as paredes têm uma inclinação regular e o vale tem um perfil transversal simétrico. Mas se, no seu desenvolvimento vertical, a ribeira corta camadas de resistência diferente à erosão, os flancos do vale mostram mudanças de inclinação. Nas rochas duras e nas rochas muito permeáveis, a inclinação é abrupta; nos terrenos menos resistentes e nas rochas

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impermeáveis, a inclinação é fraca; se a estratificação for horizontal, as camadas duras, fragmentadas pelas diaclases verticais, originam paredes verticais por quedas sucessivas de restos segundo o diaclasamento (593). No caso das camadas serem horizontais e com continuidade nos dois lados da ribeira, o vale apresenta um perfil simétrico em terraços (593), denominado tabular. Se as camadas apresentarem ligeira inclinação e se a ribeira correr paralelamente à sua direcção, o perfil é dissimétrico (594). Os vales monoclinais podem também resultar de casos onde como consequência da inclinação das camadas, uma das vertentes e paralela à estratificação e outra às diaclases que facilitam os desmoronamentos e tendem a originar paredes aprumadas. A dissemetria resulta também da presença de rochas diferentes nos dois lados da ribeira; a presença duma rocha eruptiva numa vertente origina uma parede abrupta que contrasta com a outra vertente elaborada em rochas mais facéis a desagregação (596). Nos países com fortes e frequentes precipitações e ventos dominantes, a dissemetria do perfil pode resultar doutra causa. A vertente constantemente batida pela chuva e vento é desembaraçada dos produtos de alteração à medida que eles se vão formando; os afloramentos rochosos são numerosos e a inclinação so solo é relativamente íngreme. Sobre a vertente oposta, pelo contrário, a água desloca-se lentamente, formando-se um depósito eluvial de limos (597).

MORFOLOGIA AS FORMAS DE RELEVO EM REGIÕES NORMAIS

Já foi dito anteriormente que o aspecto da paisagem resulta das acções de acumulação e dos fenómenos de erosão dos agentes morfogenéticos. Convém que ambos sejam abordados em conjunto, considerando os efeitos sucessivos destas duas acções, uma vez que não é possível separá-los numa análise das formas de relevo. De qualquer modo a morfologia escultural (erosão) vem sobrepôr-se à morfologia estrutural (deposição) e é ela que dá, na maioria dos casos, as características mais relevantes da paisagem.. Algumas particularidades morfológicas estão directamente relacionadas com as condições climáticas, por exemplo as dunas, moreias, planícies aluviais. Outras formas de relevo são independentes do clima, como as acumulações de materiais de origem vulcânica, que se fazem em todos os tipos de climas e os desnivelamentos produzidos pelas intervenções tectónicas, longos abaulamentos (convexidades) que originam zonas de sobreelevação, ou falhas que conduzem a diferenças de nível marcadas por escarpados na paisagem.

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Os tipos de drenagem são de tal maneira na maioria dos casos afectados pelo controlo tectónico passivo que são utilizados, através do estudo de fotografias aéreas e imagens de satélite, para individualizar estruturas geológicas. Os tipos fundamentais de drenagem associados com o controlo tectónico são representados por: dendritíca (dendritic), paralela (parallel), radial, treliça (trellis), rectângular, anelar e centrípeta (fig. 16.1 e table 16.2). A - Drenagem dendritíca consiste num sistema irregular, uma corrente principal e tributários formando uma espécie de árvore. A junção dos tributários, corrente principal e correntes de menor categoria faz-se com uma variedade grande de ângulos, contudo o valor semelhante a 90° é o mais encontrado. Este tipo de drenagem desenvolve-se em áreas onde não existem diferenças litológicas marcadas e controlo estrutural afectando a drenagem. Frequentemente encontra-se associada a estratos sedimentares horizontais ou subhorizontais ou a rochas ígneas maciças. Podem também ser encontradas em terrenos dobrados, ou em rochas metamórficas dobradas onde as variações litológicas (em termos de resistência à alteração e erosão) são insuficientes para modificar o arranjo dendritíco. B - Drenagem treliça, desenvolve-se sob um controlo tectónico muito acentuado. Quando as rochas sedimentares se encontram em blocos pode haver uma sucessão de estratos exposta que sejam relativamente resistentes e relativamente brandos. A incisão do canal fluvial tenderá a ser mais activa nos estratos mais brandos, originando o desenvolvimento de um vale flanqueado por vertentes inclinadas (dip slope) e no interior por uma escarpa (fig. 16.2). Este tipo de drenagem é constituido por rios principais consequentes que fluem paralelamente e afluentes subsequentes que afluem em direcção transversal aos primeiros. Geralmente as confluências realizam-se em ângulos rectos. Este tipo de drenagem encontra-se em estruturas sedimentares homoclinais, estruturas falhadas e cristas anticlinais. A erosão fluvial nas camadas de estratos horizontais ou subhorizontais resistentes leva ao desenvolvimento de estruturas simples, destas as mais importantes são as mesas, buttes e cuesta (fig. 16.4). Mesas são planaltos cujos rebordos apresentam bancadas regulares. Resultam do encaixe dos rios em camadas alternadamente resistentes e brandas, levemente inclinadas ou horizontais. Numa fase de envelhecimento das linhas de água, o perfil deixa de apresentar uma série de ressaltos, correspondentes ao encaixe nas camadas duras e uma série de canais calmos correspondentes às camadas brandas, para passar a apresentar as irregularidades atenuadas. O perfil é então constituído por uma sucessão de escarpas (estratos duros) e vertentes de inclinação suave (estratos brandos). Cada superfície dos planaltos é o dorso duma camada dura individualizada pela erosão da camada subjacente.

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Bottes são mesas de menores dimensões, que resultam do avanço progressivo da erosão sobre o planalto das mesas. Cuesta se as camadas sedimentares alternadamente resistentes e brandas, tiverem sido ligeiramente inclinadas (45°) pela tectónica, origina-se uma estrutura assimétrica, monoclinal. Este relevo dissimétrico constituído por uma camada resistente moderadamente inclinada e interrompida pela erosão, recebe o nome de cuesta. A saliência (ridge) simétrica originada no topo do estrato resistente é conhecida por hogback (fig. 16.3). Exceptuando os casos de dobramentos recentes, a erosão fluvial sobre os estratos dobrados origina uma sucessão de cuestas e hogbacks segundo o eixo das dobras. Nas regiões onde as dobras têm dimensões grandes e pequena amplitude cuestas extensas e vales estreitos desenvolvem-se (Bacia de Paris e NE e SE de Inglaterra, Weald). C - Drenagem rectangular representa um tipo de drenagem controlada por falhas (ex. NE França) ou por um sistema de juntas ou de diaclases. Este tipo de drenagem é mais evidente em rochas graniticas que possuem um sistema ortogonal de juntas. A drenagem rectângular resulta da modificação da drenagem trélica. Caracterizando-se pelo aspecto ortogonal das suas linhas de água que é o resultado das alterações bruscas dos cursos dos rios principais e tributários impostos pela presença de falhas, diaclases ou juntas. As confluências entre as linhas de água fazem-se com ângulos próximos dos 90°. 11.2 - Captura A captura é um processo importante no desenvolvimento da drenagem sujeita a um controlo estrutural; mas convém dizer que o processo de captura pode actuar na ausênsia dum controlo estrutural na drenagem. A captura corresponde ao desvio das águas duma bacia fluvial para outra, promovendo a expansão duma drenagem em detrimento da drenagem vizinha. O arranjo e a disposição espacial dos cursos de água, constituem o principal critério para se inferir da existência ou não de capturas fluviais. Geralmente as capturas fluviais são classificadas tendo em conta parâmetros como: absorção, aplanamento lateral, transbordar, desvio subterrâneo e recuo de cabeceiras. 1. Captura por absorção realiza-se quando as águas são captadas por determinados rios em detrimento dos adjacentes, devido à competição que se estabelece ao longo duma vertente ou superfície. Alguns rios encaixam-se mais rapidamente do que outros, alargando-se e englobando cursos de água laterais. Este processo explica a razão pela qual inúmeros cursos de água se reúnem em cursos de água principais, tornando-se responsáveis pela hierarquização incial das bacias de drenagem.

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2. Captura por aplanamento resulta duma erosão lateral, isto é, o rio principal corta o interflúvio (espaço entre dois talwegs) que o separa do tributário e, através do ponto de encaixe no esporão do interfluvial, desvia a parte montante do referido curso, deixando praticamente seco o vale localizado na parte juzante do curso decapitado. 3. Captura por transbordo realiza-se quando um curso de água recebe uma carga muito elevada de sedimentos vinda de montante que lhe entulha o seu leito, como consequência o leito eleva-se até um nível superior ao dos colos mais baixos que separam o seu vale dos adjacentes dos outros cursos de água. O curso de água vai oscilando sobre a planície de inundação, como uma torrente sobre o seu cone de dejecção, casualmente pode atravessar um dos colos e inflectir para o vale vizinho. Uma vez efectuando o transbordo, o maior declive existente no trecho ocupado pelo novo traçado, tornará a erosão muito mais intensa e o encaixe resultará na consolidação do novo percurso fluvial (fig. 19, pg. 23) (ex. Haute-Moselle/Toul). 4. Captura subterrânea efectua-se a nível das rochas calcárias ou em áreas de rochas soluvéis. A velocidade enorme de dissoluação das rochas e o nível freático em que o curso de água subterrâneo escoa são os factores fundamentais para explicar este tipo de captura. 5. Captura por recuo de cabeceiras realiza-se quando dois rios adjacentes estão localizados em altitudes diferentes e os tributários do curso mais baixo erodem regressivamente e mais rapidamente as suas cabeceiras, sobretudo se o entalhe dos vales se faz em rochas mais brandas. Através do recuo das cabeceiras, o rio expande-se, atravessa a divisória e captura o curso de água localizado num nível mal elevado. Outro factor evocado para explicar este tipo de captura e a diferença de declive entre os dois cursos de água concorrentes, sendo que o de maior declive se torna o beneficiado. O maior número de casos, descritos na literatura geomorfológica sobre tipos de captura, enquadra-se no tipo de captura por recuo de cabeceiras. Região dos Apalaches, parte oriental dos Estados Unidos, fornece exemplos excelentes. 11.3 - Drenagem e tectónica global A importância geomorfológica dos maiores rios mundiais é ilustrada pelo facto de que, excluindo as áreas cobertas por gelo da greenland e Antártica, cerca de 47% da área total dos continentes é drenada por apenas 50 bacias hidrográficas. As cinco maiores são a do Amazonas, Zaire (Congo), Mississipi, Nilo e Yenisei. Estas cinco bacias representam 10% nos 47% e que só a bacia do Amazonas representa só por si 5%. Ao examinar as bacias de drenagem destas dimensões resulta imediatamente evidente que a tectónica exerce um controlo forte no seu desenvolvimento e da sua morfologia através do tempo.

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Numa escala global é possível identificar-se cinco tipos de sistemas de drenagem em relação com a sua localização em áreas tectónicas específicas (table 16.5 e fig. 16.17).

A ACTIVIDADE IGNEA DA REGIÃO DE LISBOA

A - O Vulcanismo No inicio do Terciário, a região a Norte de Lisboa foi cenário de grandiosas manifestações vulcânicas que originaram o Complexo Vulcânico de Lisboa com mais de 400 metros de espessura. Numerosos vulcões emitiram então, abundante material piroclástico e escoadas lávicas. O vulcanismo parece ter actuado de uma forma descontínua, através de aparelhos de tipo central. Sucederam-se mo tempo pelo menos seis fases de actividade explosiva, seguidas por outras tantas fases de emissão essencialmente efusiva. Entre as diferentes fases houve períodos de calma durante os quais as emissões efectuadas eram alteradas e erosionadas originando paleos soloo, por vezes fossilíferos. Os materiais mais abundantes no complexo vulcânico são os basaltos que aflorando numa extensão de cerca de 200km2. Alguns encontram-se totalmente alterados outros ao contrário perfeitamente sãos e compactos. Os afloramentos basálticos terminam a Norte de Ponte de Lousã, pondo a descoberto os calcários cenomanianos e turonianos. Os materiais piroclásticos segundo tipo mais abundante, são constituídos por brechas, aglomerados, tufos, cineritos e cinzas, atingindo os seus níveis, por vezes, grandes espessuras. A seguir ao Miocénico sofreram deformações responsáveis pela sua inclinação actual para S e SE. As escoadas lávidas cada vez mais antigas à medida que se segue para Norte, são cortadas por vales profundos percorridos por cursos de água torrenciais. Os relevos mais importantes do complexo basáltico são, constituídos por antigas chaminés vulcânicas, de forma cónica ou tronco-cónica que nalguns casos apresentam dijunção colunar espectacular (Cabeço de Montachique com 408 metros e da Torre). B- A actividade intrusiva As intrusões traquíticas da área de Montemor e os diferentes filões (riólitos, doleritos, telaritos, traquitos e basálticos) existentes na região, são considerados como pertencentes ao Complexo Vulcânico de Lisboa (C. Matos Alves & al., 1986).

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As intrusões traquíticas representam apenas cerca de 1% da área ocupada pela totalidade do complexo vulcânico, no entanto o relevo de Montemor-Caneças por elas originado, apresenta uma dimensão de cerca de 6km2 e um estado de conservação bom. Os filões localizam-se nas rochas jurássicas e cretácicas apresentando-se, quase sempre, muito alterados. A sua direcção principal é NW-SE, no entanto surgem muitas vezes paralelamente ou no seguimento de falhas com a mesma orientação. Este facto prova que a reactivação das linhas de fraqueza NW-SE se iniciou, pelo menos, na passagem Cretácico-Terciário. C - Alteração A alternância de rochas com resistência, permebilidade e plasticidade muito diversas (calcários, basaltos e conglomerados por um lado e margas, argilas e arenitos pouco consolidados por outro), associados à estrutura monoclinal levaram a uma alteração diferencial que originou relevos tipo costeira. As estruturas vulcânicas estão bastante alteradas levando à quase total obliteração da morfologia original. Assim os vulcões resumem-se às chaminés e escoadas retalhadas (C. Matos Alves & al., 1980).

22 Fevereiro 2001 Recurso

1. Caracterize uma paisagem vulcânica, tendo como exemplos a região de Lx e os Açores (3)

2. Os solos originados em climas mediterrânicos desenvolvem-se em

condições oxidantes e ácidas, são pobres em nutrientes e estão associados a florestas de coníferas e à floresta alpina. Comente (1)

3. As cavidades cársicas subterrâneas estão intimamente ligadas com o

nível vadoso. Comente (1)

4. Importância dos deslizamentos e do processo morfogenético pluvial

na evolução das vertentes (2)

5. Tipos e características das formas de acumulação de sedimentos da faixa costeira (3)

6. Descreva o sistema que conduz ao recuo e recessão de uma arriba (2) 7. Caracterize os principais tipos de relevo continental. Faça referência à

importância que a litologia e a téctonica desempenham no relevo actual (4)

8. Defina Inselberg e Piedmont e dê exemplos destas formas em Portugal. Descreva as condições propícias ao desenvolvimento dos processos que originam estas formas (4)

2ª chamada 2001

1. Solos: conceito; importância da hidrólise a nível dos solos e perfil típico do solo de uma região temperada (3)

2. Existe alguma relação entre carst e fácies caliche(?) e entre carst e

variações eustáticas do nível do mar? (1)

3. Importância da escorrência difusa elementar, rill wash e dos

deslizamentos na evolução das vertentes (4)

4. Caracterize os seguintes termos: superimposição, antecedente, consequente, subsequente e insequente (2)

5. Os tipos de drenagem são controlados por diferentes factores, dos

quais a tectónica não faz parte. Comente (2)

6. De que depende a dessimetria das vertentes? (1)

7. Faça um esquema com a terminologia da micromorfologia das praias, com indicação das zonas da dinâmica das águas (1)

8. Formas de relevo quaternárias: tipos e características e importância

do seu estudo. importância das variações eustáticas na sua génese. Dê exemplos portugueses dos diferentes tipos (3)

1ª Chamada 2003

Responder dando exemplos observados na prática.

1. Importância dos solos na paisagem 2. A importância da tectónica na paisagem 3. Elementos da paisagem litoral e morfogénese litoral em Portugal 4. Importância das variações climáticas e da vegetação na morfogénese 5. Acção do Homem na paisagem

Outras

1. Formas de relevo associadas com a actividade ígnea. 2. Formas de relvo cársicas 3. Formação de vertentes e movimento de massas 4. Influência de crostas de Al, Fe e Ca na topografia 5. As planícies de inundação não são influenciadas pelas mudanças

climáticas. Comente 6. Génese de relevos: mesas, picos, cristas, gargantas, costeiras.

Exemplos da saída de campo