Geologia (3). Paulo Aguiar

Paulo Aguiar

GEOLOGIA

PPPRRROOOCCCEEESSSSSSOOOSSS DDDEEE MMMEEETTTEEEOOORRRIIIZZZAAAÇÇÇÃÃÃOOO EEESSSOOOLLLOOOSSS

AAACCCÇÇÇÃÃÃOOO GGGEEEOOOLLLÓÓÓGGGIIICCCAAA DDDOOO VVVEEENNNTTTOOO;;; DDDAAASSSÁÁÁGGGUUUAAASSS SSSUUUPPPEEERRRFFFIIICCCIIIAAAIIISSS EEE DDDAAASSS ÁÁÁGGGUUUAAASSS

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______________________Compilado por Paulo Aguiar 2

ÍNDICE

PROCESSOS DE METEORIZAÇÃO OU INTEMPERISMO 4o Meteorização ou intemperismoo Diferenças entre meteorização e erosãoo Tipos de meteorização ou intemperismo

§ Intemperismo mecânico§ Intemperismo químico§ Intemperismo biológico

o Agentes da meteorizaçáo física§ Variação da temperatura.§ Cristalização de sais.§ Congelação.§ Agentes físico-biológicos.

o Meteorização química§ Hidrólise;§ Dissolução;§ Oxidação.§ Decomposição químico-biológica

OS SOLOS 8¬ Propriedades do solo

§ Textura de um solo§ Estrutura de um solo§ Permeabilidade de um solo§ Porosidade de um solo

¬ Partes de um solo¬ Constituintes de um solo¬ Perfil de um solo¬ Tipos de solos

§ Pedalfer;§ Pedocal;§ Laterites.

ACÇÃO GEOLÓGICA DO VENTO 12¬ O vento¬ Regiões áridas e semi-áridas¬ Regiões do deserto¬ Processos eólicos

§ Erosão eólica


§ Transporte eólico§ Acumulação/deposição eólica

¾ Bajadas¾ Dunas.¾ Loess.

ACÇÃO GEOLÓGICA DAS ÁGUAS 19¬ Distribuição das águas¬ Águas selvagens ou enxurrradas¬ Torrentes¬ Rios

§ Factores condicionantes da acção geológico dos rios§ Nível de base e perfil de equilíbrio§ Regime dos rios§ Erosão, sedimentação e evolução dos rios§ Evolução dos rios§ Depósitos fluviais de importância sócio-económica

A ÁGUA SUBTERRÂNEA 34¬ Distribuição das águas subterrâneas.¬ Classificação das águas subterrâneas¬ Descarga de água subterrânea.

§ Poços artesianos§ Poços sem pressão.

¬ O bombeamento dos poços.¬ Fontes.¬ O Trabalho geológico das Águas Subterrâneas (Karstismo)

§ Cavernas¬ Características das águas subterrâneas

§ Composição química§ Dureza§ Águas minerais naturais

¬ Estudos hidrogeológicos¬ Protecção dos aquíferos


PROCESSOS DE METEORIZAÇÃO OU

INTEMPERISMO

METEORIZAÇÃO OU INTEMPERISMO (Conceitos).

Conceito 1Denomina-se por meteorização a alteraçãoprovocada pelos agentes atmosféricos oumeteóricos tais como a água, o ar, as mudanças detemperatura e outros factores ambientais quemodificam as características químicas e físicas dasrochas à superfície.

Conceito 2Meteorização ou intemperismo é um conjunto deprocessos físicos, químicos e biológicos que actuamsobre as rochas provocando. sua desintegração oudecomposição.

Conceito 3INTEMPERISMO é O processo pelo qual as rochas dasuperfície terrestre são alteradas ou levadas a sedesintegrar pela acção do vento, da água, do clima,ou ainda, por reacções químicas ou biológicas.

DIFERENÇAS ENTRE METEORIZAÇÃO E EROSÃO

É importante distinguir entre meteorização e

erosão.

1A meteorização altera a rocha sem que hajatransporte de partículas. A erosão implica que aspartículas sejam removidas da rocha que lhes deuorigem.

2EROSÃO envolve o transporte de substânciasfragmentadas de um local para outro, já ointemperismo ocorre em um local não havendotransporte de substâncias fragmentadas,necessitando, assim, da erosão para transporte.

Tipos de Meteorização ou Intemperismo

1A meteorização pode ser mecânica, quando acomposição química não é alterada, ou pode ocorrercom alteração da composição química dos minerais,originando minerais novos ou de neoformação -meteorização química.

2As rochas podem partir-se sem que se altere suacomposição: é a desintegração física ou mecânica.

O intemperismo químico acontece quando a água, ouas substâncias nela dissolvidas, reage com oscomponentes das rochas. Nesse processo, as rochasmodificam sua estrutura química, sendo maisfacilmente erodidas, com o material sendo levadopelos agentes de transporte (vento, água e gelo).

Porém alguns autores consideram em vez de dois,três tipos de meteorização:


INTEMPERISMO MECÂNICO é a forma mais comum deintemperismo, sendo causada pela aplicação devárias forças físicas, que causam a desintegraçãode rochas em pedaços menores. A característicaprincipal deste tipo de intemperismo é que nenhumdos componentes da rocha é decompostoquimicamente, não havendo, assim, decomposição.Podemos citar como exemplo as mudanças detemperatura, que causam a expansão e retracção darocha. Permitindo que haja fendas nas rochas,resultando em sua separação em lâminas ouescamas.

INTEMPERISMO QUÍMICO ocorre quando estratosgeológicos são expostos a águas correntes comcompostos que reagem com os componentes mineraisdas rochas e alteram significativamente suaconstituição. Esse fenómeno é o intemperismoquímico, que provoca o acréscimo de hidrogénio(hidratação), oxigénio (oxigenação) ou carbono eoxigénio (carbonatação) em minerais que antes nãocontinham nenhum desses elementos. Muitosminerais secundários formaram-se por essesprocessos. Este tipo de intemperismo é mais comumem climas tropicais húmidos.

INTEMPERISMO BIOLÓGICO é caracterizado por rochasque perdem alguns de seus nutrientes essenciaispara organismos vivos e plantas que crescem emsua . superfície. Plantas podem provocar ointemperismo mecânico quando suas raízespenetram, de forma profunda na rocha, provocandofendas.

Os efeitos da meteorização são facilmenteidentificáveis na superfície terrestre e sãofacilitados se as rochas se apresentaremfissuradas ou houver descontinuidade entre as suassuperfícies.

AGENTES DA METEORIZAÇÁO FÍSICAVariação da temperatura. - Todos os corpos sofremuma variação no volume causada pela temperatura.A maioria das rochas é formada de vários mineraiscom diferentes coeficientes de dilatação térmica.

A variação do coeficiente de dilatação dosdiferentes minerais que compõem uma rocha, fazcom estes recebam esforços intermitentes duranteséculos e séculos, com o continuo aquecimentodiurno seguido de resfriamento nocturno. Ocorreentão a fadiga desses minerais. Os minerais emfadiga serão facilmente desagregados e reduzidos apequenos fragmentos.

Cristalização de sais. - em climas áridos e semi-áridos, os sais solúveis não são removidos pelaságuas, pois a precipitação pluviométrica éinsuficiente. Dá-se então o inverso; em vez de ossais serem lixiviados e conduzidos do fundo àsuperfície pelas poucas águas que ocasionalmentesão precipitadas, e que sobem novamente à flor daterra, graças à acção capilar. Com isso, dissolvem-se muitos sais que são precipitados quando a águase evapora. Quando a cristalização se dá emfendas, estas tendem a ser aumentadas, graças aoesforço do crescimento dos cristais. A repetiçãosecular deste fenómeno faz com que as rochas sedesagreguem lentamente. À superfície a água éevaporada e os sais (sulfatos, cloretos, nitratos,carbonatos).

Congelação. - A água, ao congelar-se expande-seem 9% do seu volume. Por este motivo a congelaçãoda água inclusa nas fendas das rochas exerce umaforça expansiva considerável, atingindo a -22° (oseu volume máximo.

A actividade destrutiva é tanto maior quanto maiorfor o número de poros preenchidos pela água.Também é importante a repetição de degelar econgelar, pois a repetição continua do processoalarga as fendas, a rocha afrouxa-se e desagrega-se, formando lascas ou blocos de tamanhosvariados.

Agentes físico-biológicos. - A pressão docrescimento das raízes vegetais pode provocar adesagregação de uma rocha (fenómeno facilmentevisível nas calçadas arborizadas de nossas ruas),desde que esta possua fendas por onde penetremas raízes, e desde que a resistência oferecida pelarocha não seja muito grande.


METEORIZAÇÃO QUÍMICA

Este tipo de meteorização implica um grande númerode reacções qu_micas entre elementos daatmosfera e constituintes das rochas.

As rochas são decompostas, a estrutura internados minerais pode ser destruída e novos mineraisse podem constituir - minerais de neoformação.Implica uma significativa mudança na composiçãoquímica e no aspecto físico das rochas.

A presença de água é fundamental neste tipo demeteorização. Actua como meio de transporte doselementos atmosféricos para os mine1-ais dasrochas, facilitando as reacções químicas. Removendoos elementos alterados, expõe novamente a rochanão alterada à meteorização.

A taxa e o grau de meteorização química sãograndemente influenciados pelo aumento deprecipitação.

Nenhuma área da Terra é continuamente seca.Mesmo nos desertos mais áridos, há a formação dealguma chuva ou orvalho.

A meteorização química é um processo importanteao nível de toda a superfície terrestre, emboraseja menos importante nos climas desérticos enaqueles em que a água se mantém gelada todo oano.

As reacções químicas que implicam a decomposiçãodas rochas pelos elementos da atmosfera sãocomplexas, mas podemos considerar como principais:¬ Hidrólise;¬ Dissolução;¬ Oxidação.

HidróliseÉ uma reacção química especifica em que oselementos do mineral reagem com os iões W ou OH-da água para formar um mineral diferente.

Um bom exemplo de hidrólise é a meteorização dosfeldspatos que abundam, como sabemos, em todos

os tipos de rochas, quer sob a forma de feldspatospotássicos quer de plagiocláses.

A meteorização daqueles minerais leva à formaçãodos minerais de argila.

Para que isso aconteça, é absolutamente necessáriaque presença de duas substâncias:¬ dióxido de carbono;¬ água.

A atmosfera e o solo contêm dióxido de carbonoque, dissolvido na água das chuvas, forma ácidocarbónico.

Quando um feldspato potássico entra em contactocom o ácido carbónico, ocorre a seguinte reacçãoquímica:

O ião hidrogénio do ácido carbónico (H2C03) deslocao ião potássio do feldspato, rompe a estruturacristalina e combina-se com o aluminossilicato dofeldspato para formar o mineral de argila.

O potássio associa-se com o ião carbonato paraformar o carbonato de potássio, que é um salsolúvel. O novo mineral de argila não contémpotássio, que estava presente no feldspato original,e apresenta uma nova estrutura cristalina.

Este processo é, como sabemos, o que leva àarenização, por exemplo, dos granitos

DissoluçãoÉ o processo através o qual o material constituintedas rochas passa imediatamente ao estado desolução.

Quantitativamente, os mais importantes minerais quese dissolvem são os carbonatos de cálcio emagnésio, respectivamente, calcite e dolomite.

Estes minerais são constituintes dos calcários. Aágua é o mais eficaz e universal solvente conhecido.A molécula da água são polar e funcional como um

(carbonato

de potássio

solúvel)

(feldspato

potássico)

(ácido

carbónico)

(água) (mineral

de argila)

(Sílica)

2KAl5SiO5 + H2C03 + H20 K2C03 + Al5SiO5(OH)4 + 4Si02


pequeno magnete que atrai os iões situados àsuperfície dos minerais. Devido à polaridade damolécula da água, praticamente todos os minerais,em maior ou menor grau, são solúveis nela.

Algumas rochas são totalmente solúveis na água. Éo caso das rochas salinas constituídas por halite. Ogesso é menos solúvel nas rochas mas as suassuperfícies são também dissolvidas com algumafacilidade.Quanto mais baixo for o pH da água, maior é a suacapacidade dissolvente.

A análise da água dos rios ilustra com evidência opoder dissolvente da água na meteorização dasrochas.

Em cada ano os rios transportam cerca de 3,9milhões de toneladas de substâncias mineraisdissolvidas. Não admira que a água do mar tenha3,5% (em peso) de sais minerais.

OxidaçãoConsiste na combinação do oxigénio atmosférico comum elemento do mineral para constituir um óxido.

O processo é especialmente importante nameteorização de minerais que possuem o ião ferro,tais como as olivinas, piroxenas e anfíbolas.

O ião ferro dos silicatos reage com o oxigénio paraformar hematite (Fe

20

3) ou limonite [Fe

20

3 (OH)]. A

hematite, quando dispersa nos arenitos ou argilas,é a responsável pela sua cor vermelha.

A taxa de oxidação aumenta com a temperatura,pelo que a alteração química por este processo émais intensa nos climas quentes e húmidos.

Decomposição químico-biológicaA actividade orgânica, principalmente a de bactériasviventes no solo, toma parte na decomposição dasrochas. Os primeiros atacantes de uma rochaexposta às intempéries são bactérias e fungosmicroscópicos. Vêm a seguir os líquenes, depois asalgas e musgos, formando e preparando o solo paraas plantas superiores. Todas elas segregam gáscarbónico, nitratos, ácidos orgânicos, etc., como

produtos do seu metabolismo. Estes sãoincorporados pelas soluções que atravessam o solo,atingindo em baixo a rocha, em vias de ataquequímico, aumentando, assim, a sua intensidadecontra os minerais formadores das rochas.

Os tecidos mortos das plantas servem de alimentoa numerosos microrganismos. Na presença deoxigénio, o material vegetal pode decompor-se porcompleto em água e gás carbónico, principalmente.Caso contrário pode formar húmus. Sua composiçãoé variável é heterogénea, complexa e variável, denatureza coloidal, actuando geralmente como ácidoorgânico.


Horizonte constituído por matéria orgânicasolta e parcialmente decomposta

Grande concentração de matéria orgânica(húmus) em mistura com matéria mineral

Horizonte deacumulação de Argilase catiões lixiviados dohorizonte A

Rocha mãeparcialmentealterada

Rocha mãeinalterada

Fig. 3 – Perfil de um solo

OS SOLOS

Solo é um complexo mineral e orgânico resultanteda desagregação física e da decomposição químicadas rochas expostas à meteorização;

PROPRIEDADES DO SOLOTextura de um solo - depende do tamanho daspartículas que compõem o solo. A textura de umsolo desempenha um papel importante a nível dacapacidade de retenção de água;

Estrutura de um solo - depende da forma como aspartículas se agrupam, em fragmentos cada vezmaiores. Pode ser formada por blocos, grânulos,prismas... Tem influência directa no arejamento dosolo e na sua impermeabilidade, bem como na suamaior ou menor facilidade de trabalhar o solo;

Permeabilidade de um solo - capacidade que essesolo tem em se deixar atravessar pela água oupelo ar;

Porosidade de um solo - existência de espaçosentre as partículas sólidas, permitindo a passageminfiltração da água ou ar.

PARTES DE UM SOLOO solo é constituído por 3 partes:- a parte sólida (elementos minerais de diversostamanhos - cascalho, areias, argilas, colóides;elementos orgânicos - vermes, insectos, bactérias,fungos; substâncias orgânicas em decomposição);

- parte liquida (soluções aquosas compostas);

- parte gasosa (constituída por gases quepreenchem os espaços - cavidades porosas).

CONSTITUINTES DE UM SOLO¬ Ar - 25%¬ H20 - 25%¬ Matéria mineral - 46%¬ Matéria orgânica - 4%

PERFIL DE UM SOLONa sua evolução, um solo apresenta várias fases:

no início, apenas encontramos uma rocha nua,exposta à erosão, não existindo solo. Assim,chamamos litosolo à rocha dura e regosolo à rochamóvel. Com o tempo, forma-se um solo jovem, aindamuito aproximado da rocha mãe mas, lentamente,esse solo transformar-se-á num solo maduro ecorresponderá ao final dessa evolução se atingir oequilíbrio. Se, por acaso, a evolução for diferentedo normal, devido a uma modificação da vegetaçãopor intervenção humana, ficaremos na presença deum solo degradado.

Ao analisarmos um solo bem evoluído,distinguiremos 3 zonas sucessivas (horizontes),constituindo o seu conjunto aquilo a que se chamaperfil (Fig. 3):

-Horizonte A – corresponde à zona superior, maisou menos escura, consoante a concentração dematérias orgânicas. Por via da infiltração, oselementos solúveis são arrastados para baixo(ferro, alumínio, etc.). Este é um horizonte deeluviação;


Fig. 4 - Pedalfer formado a partir de uma rocha granítica:A – esquema; B – fotografia.

-horizonte B – camada intermédia, mais ou menosescura, onde a infiltração provoca a acumulação deelementos minerais vindos de cima (óxidos de ferroe alumínio). Ao se concentrarem nesta camada, dão-lhe uma coloração amarelada ou avermelhada,podendo-se formar uma carapaça, por sedimentação,completamente estéril. É uma zona de iluviação.

-horizonte C - é a zona inferior onde se regista ouse verifica a presença de fragmentos da rocha mãe,mais ou menos alterados ou decompostos.

TIPOS DE SOLOS

As características de cada solo são consequência,em primeiro lugar, das condições climáticasexistentes.

No entanto, a rocha-mãe, os organismos do solo eo declive do terreno também influenciam fortementeo tipo de solo.

Como consequência da multiplicidade de combinaçõespossíveis entre estes factores, o solo podeapresentar características e propriedadesextremamente variadas.

Daí existirem diferentes tipos de classificação desolos.

O primeiro cientista a publicar uma monografia queclassificava os solos foi o russo V. V. Dukuchaev,em 1883. Baseou-se nas propriedades observáveis, amaioria das quais resultantes dos processosclimáticos e biológicos da respectiva formação.

Hoje existem várias taxionomias dos solos, dasquais a americana é bastante específica, masultrapassa os limites impostos pelo programa.

Em função do clima e da vegetação, os solos podemser assim classificados:¬ pedalfer;¬ pedocal;¬ laterites.

PEDALFER

São solos caracterizados pelo transporte desubstâncias da superfície para o interior.

Existem em climas temperados que apresentam uma


Fig. 5 - Perfil de um solo mostrando depósito de caliche.

precipitação média anual superior a 630 milímetrosde chuva. Proporcionam uma vegetação abundante,muitas vezes com predominância de coníferas.

A actividade dos decompositores, em função doclima desfavorável, é pouco intensa e o horizonte Oé constituído fundamentalmente por agulhas deconíferas e folhas de bétulas, que se acumulam emespessura razoável (cerca de um decímetro) eexperimentam uma humificação muito lenta. Oprocesso pode demorar anos.

Formam-se compostos húmicos solúveis queparticipam na alteração das argilas e favorecem aformação de complexos alumino-ferruginosos.

A maior parte dos materiais solúveis são lixiviadose arrastados pelas águas subterrâneas, razão porque não se encontra, nestes solos, carbonato decálcio. Os óxidos de ferro e as argilas menossolúveis deslocados do horizonte A acumulam-se nohorizonte B, dando-lhe uma coloração castanho-avermelhada ou castanha (Fig. 4).

O termo pedalfer é formado pelas primeiras letrasde pédon (solo) e dos símbolos químicos do alumínio(AI) e do ferro (Fe).

PEDOCAL

São solos caracterizados pela precipitação desubstâncias devido à evaporação da água queascende por capilaridade.

Existem em climas temperados secos queapresentam uma precipitação média anual inferior a630 milímetros de chuva.

São solos ricos em cálcio resultante do carbonatode cálcio e outros minerais solúveis. Estes solossão característicos de zonas quentes e secas, taiscomo as estepes que rodeiam os desertos. Em taisclimas, muita água do solo é arrastada porcapilaridade para a superfície, onde se evapora,depositando as substâncias que transportava emsolução, principalmente carbonato de cálcio.Originam-se "crustas calcárias" nos horizontes E eC.

Quando cementados ou endurecidos, estes depósitossão denominados caliche ou Kunkur (Fig. 5).Encontram-se na Austrália e no deserto de Kalari edos Estados Unidos.

A meteorização química é menos intensa nasregiões secas, pelo que se encontra umapercentagem pequena de minerais de argila (Fig. 6).

Fig. 6 - Pedocal formado a partir de uma rocha calcária:A – esquema; B – Fotografia.


Fig. 7 - laterites formadas a partir de uma rocha máfica:A - esquema; B - fotografia.

O pedocal (pédon + cálcio) não é tão fértil como opedalfer, porque a composição mineralógica e acarência de água são menos favoráveis aodesenvolvimento de organismos.

LATERITES

Nos climas tropicais quentes e húmidos, com chuvasabundantes, formam-se solos denominados laterites.Nestas condições a meteorização é intensa.

Os solos lateríticos são frequentemente vermelhose são compostos quase inteiramente por óxidos deferro e de alumínio, geralmente as últimassubstâncias da rocha meteorizada a solubilizarem-se (Fig. 7). Se o solo é rico em hematite, pode serutilizado como minério de ferro. Mas o clima tropicalgeralmente permite a hidratação da hematite emlimonite, o que tira valor económico ao depósito.Contudo, encontram-se muitas vezes neste tipo desolo camadas de bauxite, o principal minério de alu-míniom.

Sob O ponto de vista agrícola, as laterites sãosolos muito pobres, pois o húmus é praticamenteinexistente devido à intensa actividade bacteriana.

PROCESSOS PARA TORNAR OS SOLOS MAISPRODUTIVOS¬ controlo da disponibilidade de água (rega e

irrigação)¬ excesso de água (drenagem)¬ aumentar a fertilidade (correcção dos solos

- adubação/fertilizantes naturais ouquímicos)

¬ evitar o empobrecimento (eliminação daservas daninhas)

¬ facilitar a circulação de ar e água (lavraros solos)


ACÇÃO GEOLÓGICA DO VENTO

O VENTO

Os ventos são causados por massas de ar que semovimentam das diferenças de temperaturas nasuperfície terrestre. Numa região de alta insolação,o ar tende a se expandir, fica mais leve e sobedevido à alta temperatura. Deslocamentos lateraisde massas de ar mais frias tendem a anular adiferença de pressão causada, e assim os ventossopram de pontos de pressão mais alta paralugares de pressão mais baixa. A velocidade e aforça do vento são proporcionais à distância e àdiferença de pressão entre dois pontos.

O vento ocorre em todos os climas, porém comintensidades diferentes. A actividade geológica dovento é preponderante, particularmente em regiõesáridas como os desertos, onde a evaporação ésuperior às precipitações ou onde a vegetação nãose dá por outro motivo.

Para que a acção do vento seja eficaz, temimportância não apenas o facto de não havervegetação, mas também a constituição superficial doterreno, que nos desertos pode ser muito variável.

A actividade geológica do vento depende sobretudoda intensidade, influindo também outros factoresmeteorológicos tais como a direcção e a constânciadessa direcção. A velocidade diminui mais ou menosintensamente com o atrito na superfície da Terra eaumenta com a altura; é grande até uma altura de600 m e depois diminui gradativamente. A velocidadedo vento na superfície é máxima quando ela é planae lisa, como no ar, no mar e nas planíciesescavadas.

Para caracterizar a intensidade do vento, emprega-se a escala de Beaufort, a qual divide a intensidadeem 12 categorias, dentre as quais destacam-se asseguintes:

a) Calmaria – velocidade inferior a 1,6 km/h;b) Brisa leve – velocidade entre 6,5 e 12

km/h;c) Vento suave – velocidade entre 13 e 19,4

km/h;

d) Furacão – velocidade superior a 900 km/h,podendo atingir até mais de 150 km/h(efeito catastrófico).

REGIÕES ÁRIDAS E SEMI-ÁRIDAS

Nessas regiões, chuvas são insuficientes paramanter cursos de água contínuos. As zonas áridascaracterizam-se por pequenas precipitações anuais,normalmente inferiores a 100 mm, atingindo 500 mmnas regiões semi-áridas. A distribuição dessaschuvas é bastante irregular, e muitas vezes elasocorrem sob forma de tempestades, descarregandoenorme volume de água em poucas horas. Aevaporação nessas regiões excede a precipitação, esão pequenas as quantidades de água infiltradas.

REGIÕES DO DESERTO

Desertos rochosos (hammada). A superfície rochosaencontra-se exposta, e é continuamente afectadapela erosão eólica. As rochas mostram feiçõestípicas de abrasão eólica (solapamentos,pedimentos, etc.). Tal aspecto é denominadohammada, nome árabe dado para esse tipo dedeserto rochoso.

Desertos pedregosos (reg). São regiões cobertaspor fragmentos de rochas, geralmenteheterogéneos. As partículas arenosas menoresforam levadas pelo vento, restando os seixosmaiores, os quais sofrem os efeitos da abrasãoeólica. Predominam assim seixos e matacõestrabalhados pelos ventos, denominados ventifactos.A cobertura regional por esse material grosseirodenomina-se pavimento desértico.

Desertos arenosos (erg). Nessas regiões ocorremas formas de acumulações mais conhecidas – asdunas e os campos de areia. Apenas a quinta parteda área dos desertos é coberta por areia sendo orestante composto por elevações rochosas efragmentos de rochas (descritos anteriormente).Wadis é o nome que se dá aos cursos de águatemporários dessas regiões.


Fig. 8 – Playa Lake

Fig. 9 – Playa Lake secando e permitindo a precipitação deevaporitos

Os factores de acumulação de areia são vários edependem:

a) da natureza do material;b) das irregularidades do solo;c) da direcção e da intensidade do vento.

Juventude. Essa fase inicial dos desertos écaracterizada por grandes elevações com escarpasverticais, formando o deserto rochoso em contínuadesagregação mecânica, que corresponde à hammadados árabes. As altas elevações actuam impedindo ascorrentes de humidade.

Maturidade. Nessa fase, a erosão já desgastougrande parte das rochas, suavizando o relevo eaumentando o tamanho das bacias de sedimentação.Essa fase corresponde ao reg.

Velhice. É fase final com grandes áreas aplainadas,restando elevações mais resistentes à erosãodenominadas inselbergs ou montanhas isoladas. Essafase corresponde ao erg.

Lagos desérticos (playa lake). São lagos, em geraltemporários, que ocorrem frequentemente nasdepressões internas das bacias desérticas (Fig. 8),onde o nível de base da erosão eólica atinge onível da água subterrânea. Eles acumulam oexcesso temporário da água, recebem sedimentosdas correntes formadas por ocasião das raras econcentradas chuvas e são sujeitas à época daschuvas, as águas carregam sedimentos de cujadeposição resultam camadas rítmicas. Durante aestiagem, dá-se a evaporação das águas e emconsequência ocorre precipitação formandoevaporitos (cloretos de sódio, carbonato, boratos,etc.) (figs. 9).

PROCESSOS EÓLICOS

Erosão eólicaA erosão eólica processa-se por deflação e porcorrosão.

A deflação é a acção directa do vento sobre asrochas, retirando delas as partículas soltas (Fig.10-a).

Efeitos da deflação. Produz a formação de grandesdepressões. Quando tais depressões atingem o níveldo lençol subterrâneo, formam-se os lagos acimareferidos, podendo desenvolver-se vegetação,constituindo um Oásis.

Porém na maior parte das vezes, os fragmentosmaiores não transportáveis acumulam-se comoresíduo de deflação, formando frequentemente umaespécie de pavimento de fragmentos maiores –pavimentos desérticos (Fig. 10) ou o nome árabe dereg (já mencionado).


A corrosão é o ataque do vento carregado departículas em suspensão, desgastando não só asrochas como as próprias partículas.

Corrosão. É produzida pelo impacto das partículasde areia transportadas pelos ventos contra asuperfície das rochas, polindo-as. O impacto dosgrãos entre si, bem como contra as rochas, produzo desgaste, resultando em um alto grau dearredondamento e uma superfície fosca dos grãosque caracteriza o arenito de ambiente eólico.

Efeitos da corrosão. É maior em rochassedimentares, principalmente as arenosas eargilosas. Rochas heterogéneas ou irregularmentecimentadas sofrem erosão diferencial, o que dáorigem a formas muito curiosas, como os blocospedunculados (Fig. 11).

E

Este processo dá-se também nos seixos, expostosà acção erosiva do vento com direcção preferencial,adquirindo uma forma peculiar, formando-se faces ecantos nítidos. Havendo mais de uma direcçãopreferencial do vento, formar-se-ão mais faces depolimento baço característico, recebendo adenominação de ventifacto (Fig. 12).

Fig. 11 – Bloco PedunculadoFig. 12 – Ventifactos são rochas polidas peloimpacto das partículas transportadas pelo vento.

Fig 10 – (a) O vento erode silte e areias deixando as rochasmaiores para formar o pavemento desértico. (b) O pavimentodesértico é uma cobertura contínua de rochas deixadasquando o vento arrasta silte e areia.

O vento remove aareia superficial A formação do

pavimento desérticoestá completa nãohavendo mais erosãoeóica


Fig. 13 – O transporte de sedimentos pelo vento, conforme o seu calibre, é realizado por arrastamento, saltação esuspensão.

Transporte eólicoO material transportado depende da velocidade e dotamanho das partículas. P+ode ser efectuado porsuspensão, rolamento ou saltação (fig. 13).

Sob o efeito do vento, os grãos menores (com cercade 0,125 mm de diâmetro) sobem e sãotransportados a distâncias razoáveis, dependendoda velocidade do vento. Alguns grãos médios sobemum pouco e logo descem, sendo transportados aossaltos, de acordo com as rajadas de vento. Osgrãos maiores não chegam a sair do solo,deslocando-se apenas por rolamento por curtasdistâncias. Dessa forma o material sofre umaselecção em seu transporte, o que ocasionadepósitos segundo o tamanho das partículas.

Acumulação/deposição eólicaDeposição formas de acumulação. Quando avelocidade do vento (carregado de partículas)diminui, seu poder de transporte se reduz, tendoinício a deposição a partir dos grãos maisgrosseiros para os mais finos. Enquanto a areiadeposita-se após um transporte pequeno, a poeirafina pode sofre um transporte superior a 2000 km.

A diminuição da velocidade do vento é normalmenteprovocado por obstáculos diversos, como vegetais,blocos, etc. Atrás destes obstáculos o vento formaturbilhões e diminui de velocidade.

Bajadas – são vastas superfícies deposicionaisformadas pela convergência de leques aluviais (Fig.14). Tais leques são formados quando torrentesocasionais produzidas por chuvas esporádicasmovem-se em direcção descendente pelas gargantasdas montanhas, carregadas de grande cargasedimentar.

Fig. 14 – Cones ou leques aluviais.


Dunas. São elevações de forma regular ecaracterísticas resultantes de uma deposiçãocontínua de partículas diárias transportadas pelovento (fig. 15). Assim, uma das categorias de duna éa que se forma graças a obstáculos existentes nopercurso do vento. Uma segunda categoria de duna,quanto à sua origem, é formada sem intervenção deobstáculos. Trata-se de grandes acumulações emforma de monte, tendo sempre uma parte culminanteúnica.

A face das dunas de maior ângulo denomina-sesotavento, e a face mais suave, barlavento,corresponde ao lado de onde vem o vento.

As dunas deslocam-se a velocidades que podemultrapassar 15 metros por ano. Quanto àconfiguração morfológica, distinguimos os seguintestipos de dunas:

Barcana. Tem a forma da lua crescente, com duaspontas a favor da direcção do vento (fig. 17).

Transversal. É alongada perpendicularmente àdirecção do vento (Fig. 20).

Parabólica. Tem a forma de um U de pernas longas,onde o vento sopra contra as pernas do U (Fig. 18).

Seif (longitudinal). É alongada paralelamente àdirecção do vento. Forma-se geralmente onde hápouco suprimento de areia (Fig. 19).

Fig. 15 - Duna Fig. 16 – Faces dunares

Fig. 18 – Duna Parabólica

Fig. 17 – Duna Barcana

Fig. 19 – Duna Longitudinal

Fig. 20 – Duna Trsnsversal


A forma da duna é influenciada pelos seguintesfactores:

a) suprimento de areia;b) velocidade do vento;c) constância da direcção do vento;d) distribuição da cobertura vegetal.

As dimensões das dunas podem ser grandes, comaalturas variando de poucos metros até umacentena.

Barcana

Vento

Longitudinal

Vento

Transversal

VentoVento

Parabólica

Vento

Barcanóide

Vento

Estrelada

Fig. 21 – Tipos de Dunas


Fig 22 - Penhasco de Loess, cosntituído por Siltes

Loess. É o nome dado a um sedimentofiníssimo, muito heterogéneo, friável semestratificação e que cobre grandes áreas (Fig.22).

Em regra, o loess está associado a ambientesperiglaciares em sua maioria de caráctereólico, podendo no entanto ser encontradosem esse carácter. Aparentemente sãoretrabalhados pelo vento, produzindo a maioriados depósitos de loess. Actualmente cobremgrandes áreas do Sul da Alemanha, China,Argentina e Estados Unidos.

IMPORTÂNCIA DOS DESERTOS(Trabalho investigativo estudantil)


ACÇÃO GEOLÓGICA DAS ÁGUAS

DISTRIBUIÇÃO DAS ÁGUAS

A quantidade de água existente na Terra é imensa.Calcula-se que o seu volume é de 1,36 milhares demilhões de quilómetros cúbicos, dos quais 97,2%fazem parte dos oceanos, 2,15% estão sob a formade gelo nos nevados e glaciares e só 0,65% seencontra distribuído pelos rios, lagos e atmosfera.

A circulação que se realiza entre os oceanos, aatmosfera e os continentes constitui o ciclohidrológico (Fig. 23) e realiza-se graças a energiasolar.

Parte da água da chuva quando cai no solo corre àsuperfície sem leito próprio, outra parte infiltra-seacabando por alimentar os rios e os lagos. Parte daágua infiltrada é aproveitada pelas plantas, que alibertam parcialmente por transpiração. Não sendofácil distinguir a quantidade de água que de factose evapora e a que é libertada por transpiração,tem sido utilizado o termo evapotranspiração paradesignar o efeito combinado. Quando a precipitaçãoocorre a altitudes ou latitudes elevadas, grandeparte da água constitui nevado ou glaciares.

Em resumo podemos dizer que o ciclo hidrológicorepresenta o contínuo movimento da água dosoceanos para a atmosfera para os continentes edestes para os oceanos.

A água, o principal factor de meteorização, erosãoe transporte da superfície terrestre, podeapresentar-se sob formas diferentes:

- Águas selvagens (enxurradas);- Torrentes;- Rios;- Mares.

ÁGUAS SELVAGENS OU ENXURRRADAS

As águas da chuva ou resultantes da fusão daneve e do gelo, que se deslocam pela superfícieterrestre sem uma direcção definida, denominam-seáguas selvagens.

A acção destrutiva e de transporte depende devários factores, tais como:

- Cobertura vegetal;- Declive do terreno;- Permeabilidade do terreno.

Fig. 23 – Representação do Ciclo hidrológico


Os terrenos com cobertura vegetal estão maisprotegidos e a acção erosiva e de transportedestas águas é menor ou de pequeno significado.

Se os terrenos apresentam grande declive, avelocidade da água aumenta e a sua progressão, emvez de ser laminar cobrindo uma superfícierelativamente larga, é estreita, apresentamovimento turbilhonar e a sua acção erosiva émuito intensa.

A permeabilidade do terreno está relacionada com otipo de rocha.

Nos terrenos calcários, devido ao anidrido carbónicoque transportam, as águas selvagens desgastam oscalcários, que por esse motivo apresentam aspectoscuriosos:

- Uns lembram povoações em ruínas –calcários runeiformes (Fig. 24);

- Outros são esculpidos, com um modeladocaracterístico denominado lapiás. Se estemodelado se estende por grandesextensões origina campos de lapiás (Fig. 25)

As águas selvagens intervêm na caulinização dosfeldspatos e outros silicatos aluminosos.

Penetrando através das fissuras das rochasgraníticas, caulinizam os feldspatos e outrossilicatos, provocando a sua arenização e facilitando,desse modo, a sua disjunção.

Os blocos tornam-se arrendondados – disjunçãoesferoidal (Fig. 26) – rolam uns sobre os outros e,ou se amontoam, constiotuindo caos ou penhas (pic.),ou se dispersam, originando mares de blocos.

Em terrenos detríticos heterogéneos, constituídospor rochas pouco duras, mas consistentes, comcalhaus e blocos, como acontece muitas vezes nosterrenos de origem glaciária, as águas da chuva eas águas selvagens originam formações típicasdenominadas chaminés-de-fada (Fig. 27) ou pirâmidede terra.

Fig.25 - Campos de Lapiás Fig. 27 - Chaminé de Fada

Fig. 26 - Disjunção esferoidal

Fig. 24 - Calcários runeiformes


Os calhaus e blocos protegem as rochassubjacentes da acção erosiva das águas, formando-se assim colunas de terreno não erodido, queapresentam as paredes eriçadas de detritos quefuncionam como goteiras e as protegem contra umadestruição imediata.

A falta das chaminés de fada é tanto maior quantomais intensa tiver sido a acção erosiva vertical.

As águas selvagens podem também, por erosão dosterrenos circundantes, colocar a céu aberto diquesou chaminés vulcânicas.

As águas selvagens podem ainda provocar aformação de ravinas ou barrancos. Este risco –abarrancamento ou ravinamento – está relacionadocom a ocorrência de chuvas intensas e, em geral, depequena duração. Se não forem contrariadas pelacobertura vegetal, bastará a existência depequenos e médios declives (8 a 24%) e materialrochoso pouco coerente para que o abarrancamentoocorra (Fig. 28).

Nas vertentes rochosas, com fracturas e fendasmais ou menos preenchidas por solo, exista ou nãovegetação, as águas selvagens podem provocardesabamentos.

TORRENTES

As torrentes são cursos de água de montanha, dedébito intermitente e leito de forte declive.

As torrentes, periodicamente secas (Fig. 29),adquirem rapidamente grande volume de água apósfortes chuvadas. Correntes tumultuosas precipitam-se para o vale, arrasando pontes e submergindoaldeias, onde por vezes os habitantes encontram amorte.

A depressão da parte superior da montanha, ondese reúnem as selvagens ou as águas resultantesdo degelo que correm das partes mais altas,denomina-se bacia de recepção. Esta prolonga-se nasua parte superior por uma garganta estreita, poronde a água se escapa – canal de escoamento. Estecanal termina numa superfície mais ou manostriangular onde se depositam os detritosarrancados à montanha. É o cone de dejecção.

A erosão torrencial exerce-se na bacia de recepçãoe no canal de escoamento.

As paredes e o leito do canal de escoamentoexperimentam um verdadeiro bombardeamento deágua e calhaus que a corrente transporta. Sob oefeito desta pressão considerável, a rocha éerodida, alarga-se e aprofunda-se o canal deescoamento, onde podem aparecer devido aomovimento turbilhonar da água, cavidades de maior

Fig. 29 - Erosão torrencial numa montanha. A vegetaçãodesaparece pouco a pouco e os taludes de montanha abarrancam-se cada vez mais.

Fig. 28 – Começo do processo de ravinamento


ou menor tamanho denominadas marmitas do gigante(Fig. 30).

Com o tempo e dependendo da natureza do terreno,o canal de escoamento vai-se alargando. Nos

terrenos xistosos e argilosos a erosão rápida, nosterrenos calcários o leito da torrente torna-separticularmente estreito e profundo.

As torrentes formam-se como cursos de águatemporários com grande declive, que começam porpequenas depressões antes de possuírem gargantasprofundas, onde ocorre o principal trabalho erosivo.

Com o decorrer dos anos, milhares de anos, atorrente recua progressivamente (pic.) para ascabeceiras dos maciços montanhosos – erosãoregressiva - , acabando por enfraquecer, ou porqueo vale se tornou suficientemente profundo ouporque a velocidade da água se torna muito fracapara vencer a resistência das rochas.

RIOSRios são correntes ou cursos de água com leitodefinido e vazão geralmente regular.

Factores Condicionantes do Acção Geológico dosRios

A capacidade de erosão e transporte dos riosdepende da sua velocidade. Mesmo variações

ligeiras na velocidade pode conduzir à mudançassignificativas na quantidade de sedimentostransportados pela água. Vários factoresdeterminam a velocidade da corrente. Destesdestacamos:¬ Declive ou gradiente;¬ Área de secção do leito;¬ Débito ou descarga;¬ Competência.

Como a água se desloca por acção dagravidade, o declive do leito é um factorimportante do comportamento do rio. Um leitoque se desenvolve em cascata tem obviamenteum comportamento diferente do de um rio quecorre numa planície.

A forma do canal em secção transversaldetermina a quantidade de água em contactocom o canal e por isso afecta a fricção. Oscanais mais eficientes são os de menorperímetro da área da secção do leito (Fig. 31).

O débito é a quantidade de água fluindo por umcerto ponto em certa unidade de tempo.

Fig. 31 - A área do leito do rio e a sua constituição influenciam a

velocidade da corrente.A - A secção é estreita e a velocidade da corrente é maior.B - A secção é larga, o atrito é maior e a velocidade da corrente émenor.C - O atrito provocado pelos sedimentos volumosos diminui avelocidade da corrente.

Fig. 30 - Marmitas do Gigante


A competência do rio, quantidade de sedimentostransportados por unidade de volume, contribuipara a função erosiva do rio. Quanto maior fora carga, maior será a sua capacidade erosiva.

Nível de Base e Perfil de Equilíbrio

Uma maneira eficaz de estudar um rio éexaminando o seu perfil longitudinal. Tal perfilé simplesmente uma secção da corrente desdea área da nascente (denominada de cabeceira)até a foz (desembocadura).

O Nível de Base é definido como a menorelevação na qual o rio pode erodir o seu canal.Essencialmente é o nível no qual adesembocadura do rio entra no oceano, numlago, ou noutra corrente. O nível de base éimportante pelo facto de a maior parte dosperfis dos rios terem gradiente baixo próximodas suas desembocaduras, devido ao facto dorio estar a se aproximar à elevação abaixo daqual eles não poderão erodir o seu leito.

Um grande rio que desagua no mar tem nonível médio das águas do mar o seu nível debase, em função do qual regula o seu perfil.Pelo facto de este nível condicionar toda arede fluvial dos continentes chama-se nível debase geral. O ponto de confluência de dois

cursos de água funciona para o afluente comonível de base local. Acidentes, como barragens,naturais ou artificiais, são responsáveis pelomesmo efeito regularizador dos troços queficam a montante do nível de base.

O perfil transversal do rio também estabeleceo seu estádio de evolução. À medida que o riose vai aproximando do seu perfil de equilíbrio,a erosão vertical ou escavamento do leito vaidiminuindo, dando lugar a um alargamento do rioe a um aumento da sedimentação.

A regularização do perfil faz-se da foz(jusante) para a nascente (montante). Asirregularidades vão desaparecendo, os rápidosrecuando, o mesmo sucedendo às cabeceiras,que vão penetrando na montanha. Estaprogressão da erosão no sentido contrário aoda corrente é denominada erosão regressiva(Fig. 32).

Em geral, um curso de água inicialmentepercorre um vale cujo talvegue (zona maisprofunda do leito) tem um perfil longitudinal emuito irregular, com variações mais ou menosbruscas de declive.

Essas variações podem constituir rápidos,quando há um aumento brusco de declive ouquedas de água, cascatas ou cataratas, quando

Perfis da correntese não existiremrochas resistentes

Fig. 33-a - A diferença de resistência das camadas pode originar desnivelamentos que permitem a formação derápidos e cataratas.


ocorrem grandes desnivelamentos (Fig. 33).

Após evolução mais ou menos prolongada edesde que o seu nível de base se mantenha otempo necessário, o rio acabará por regularizaro seu perfil, atingindo o perfil de equilíbrio(Fig. 34), ou seja quando desaparecem todas asirregularidades e o trabalho erosivopraticamente não existe..

Fig, 34 - Relação entre o perfil de equilíbrio e o nível de base.

Fig. 33-b - Cataratas do Iguaçu.

Fig. 32 - Erosão regressiva


Regime dos rios

As nascentes dos rios são os locais em que osníveis hidrostáticos ou lençol freático atinge asuperfície. Em períodos de estiagem prolongada,elas chegam a secar, enquanto em épocas chuvosaso volume da água aumenta, o que demonstra que aágua das nascentes é água da chuva que se infiltrano solo. Essa variação na quantidade de água noleito do rio ao longo do ano recebe o nome deregime. Se as cheias dependem exclusivamente dachuva, o regime é pluvial; se dependem doderretimento da neve, é nival; se dependem degeleiras é glacial. Muitos rios apresentam um regimemisto ou complexo, como no Japão, onde os rios sãoalimentados pela chuva e pelo derretimento da nevedas montanhas.

Erosão, Sedimentação e Evolução dos Rios

Erosão dos riosA erosão e sedimentação nos rios écondicionada principalmente pela:- velocidade das águas;- competência.

Nas vertentes mais íngremes, a velocidade daságuas é grande, formando sulcos e arrastando osresíduos resultantes. Parte das rochas é removidapor dissolução. A velocidade das águas emdeterminados pontos é suficiente para arrancarfragmentos de rochas do fundo e, comoconsequência, aprofundar o leito. Os fragmentos derochas arrancados são transportados pelascorrentes, sofrem desgaste e actuam desgastandoo leito. A corrosão produz poços pelos redemoinhosdas correntes carregadas de seixos. Os seixos oufragmentos descrevem movimentos de rotaçãodesgastando os poços, que, finalmente, seinterligam e aprofundam o rio.

Transporte dos riosOs sedimentos transportados pelos rios podemsê-lo por rolamento, arrastamento, saltação,suspensão e dissolução (Fig. 35). Os sedimentosdissolvidos são invisíveis.

O volume total de detritos que podem sertransportados por um rio constitui a suacapacidade.

A competência e a capacidade de um rioaumentam na razão directa do aumento develocidade.

Fig. 35 - Processos de transporte de sedimentos.


Fig. 36 - Um banco pode ser dividido por diversos canaisdevido à variação da taxa erosiva do rio.A-Esquemas.B - Fotografias.

Durante o período de grande precipitaçãopodem ocorrer cheias que aumentam acapacidade, competência e velocidade dacorrente do rio. Estas situações podem darorigem a autênticas catástrofes. Sedimentação

Os detritos depositados pelos rios, vulgarmenteareia e cascalho, constituem bancos (Fig. 36),que são amontoados de sedimentos, ao longodo leito.

A sedimentação ocorre quando o declive e avelocidade diminuem e varia na razão directa dadensidade dos detritos. As partículas emsuspensão e as dissolvidas são as que semantêm mais tempo por sedimentar.

Um aumento da capacidade do rio pode permitirque os bancos anteriormente existentes sejamerodidos e se formem novos bancos queaparecem separados por canais.


Fig. 38 - Meandros e braços mortos.

A simultânea erosão na parte côncava de umacurva de um rio e a sedimentação na parteconvexa da mesma leva à formação de mean-dros (Fig. 37).

Os meandros podem ser alteradosdevido à modificação da acçãoerosiva da corrente.Particularmente durante as cheias,o rio pode formar braços mortos(Fig. 38).

Fig. 37 - Formação de um meandro por erosão e sedimentação nas curvas dos rios.


Os velhos meandros podem ser abandonadosdevido a formação de sedimentos que osseparam do braço principal do rio (Fig. 39). Omeandro abandonado denomina-se lago emferradura (Fig. 40). Com o tempo esse lágopode ser preenchido por sedimentos evegetação.

Fig. 39 - Mecanismo de formação de um lago em

ferradura.

Fig. 40 - Lago em ferradura.


Geralmente consideram-se dois tipos demeandros:¬ divergentes - encontram-se nas

grandes planícies, ondedivagam,alterando o seu trajecto,exagerando algumas curvas e abando-nando outras;

¬ encaixados ou de vale - o traçado écondicionado pela morfologia do terreno(Fig. 41).

Fig. 41 - Meandros

encaixados.


Evolução dos Rios

Conforme o estádio evolutivo verificado numrio, assim se poderão considerar fases dejuventude, de maturidade e senilidade.

Na fase de juventude predominam a erosão e otransporte. O perfil longitudinal é irregular e odeclive é acentuado e irregular, permitindo,muitas vezes, a formação de rápidos.

A fase de maturidade é caracterizada pelagrande capacidade de transporte. O declive émenos acentuado e os vales são profundos emuitas vezes apertados. O perfil longitudinalapresenta-se mais regularizado.

A fase de senilidade é caracterizada pelaexistência de vales amplos com as vertentesbastante afastadas e degradadas. Predominamos fenómenos de sedimentação, originandoextensas planícies resultantes da agradação,isto é, do assoreamento pela sedimentaçãofluvial.

As fases evolutivas de um rio podem seralteradas devido ao abaixamento ou subida donível de base geral. O nível de base podevariar por:¬ uma descida ou subida do nível do mar;¬ alterações climatéricas significativas;¬ elevação dos vales fluviais.

Nestas circunstâncias, toda a actividade fluvialrejuvenesce. Os primeiros efeitos verificam-sejunto à foz: aumenta o declive e a erosãoregressiva acabará por atingir toda a redefluvial, procurando restabelecer o anteriorperfil de equilíbrio.

As vertentes voltarão a recuar e aparecemnovas planícies aluviais. Nas planícies aluviais,o rio, por erosão, cava um novo leito,provocando a formação de degraus ou terraços

fluviais.

A continuação da evolução fluvial pode criarnovas planícies aluviais a níveis inferiores.Esta repetição é a causa da existência devários níveis de terraços fluviais (Fig. 42).

Os rios terminam no mar de formas diversas:¬ estuários;¬ deltas.

Os estuários constituem o troço final dos riossujeitos a acções continentais e marinhas. Emconsequência, a sedimentação é determinadapela inversão do sentido das marés, duasvezes por dia, de que resulta a alternância defenómenos de erosão e sedimentação.

Os estuários podem produzir a acumulação daareia ligada à faixa litoral por uma dasextremidades e com a outra livre formam umarestinga ou cabedelo (pic.).

Por vezes, os sedimentos aluviais formamcordões litorais denominados barras ou lombas,que fecham lagunas que acabam por ser asso-readas (pic.)

Por vezes os sedimentos aluviais fazem aligação entre uma praia e uma ilha, constituindoum tômbolo (Fig. 44).


Fig. 42 - A evolução dos terraços fluviais envolve a sedimentação, a sequente mudança de declive do leito do rio e nova erosão.


A formação de deltas (Fig. 45) na foz dos riosreflecte-se em diversos aspectos daacumulação dos depósitos sedimentares. Emgeral, a sedimentação é intensa e pressupõeuma estabilidade relativa do litoral.

Muitos deltas são caracterizados pelaexistência de numerosos canais, através dosquais os sedimentos aluviais são distribuídos.

Depósitos fluviais de importância sócio-económica

Muitas planícies de inundação contêm meandrosabandonados e lagos com depósitos de materialargiloso e matéria orgânica, estes últimos dandoorigem às turfeiras. A sedimentação nestaszonas é muito importante para a humanidade,devido à fertilidade dos sedimentos depositadospor rios que a produção de algumas culturas.

Os rios são vias de ligação e transporte entrevárias localidades. Fornecem alguns alimentos aohomem. Em alguns rios são encontrados minerais deespecial valor económico como ouro, diamante ecassiterite, os quais são transportados edepositados com areias e seixos.

Fig. 44:A -Formação de um tômbolo.B - Vista aérea de um tômbolo.


Fig. 45 - A formação de um delta depende daquantidade de sedimentos arrastados pelo rio edo efeito das ondas e correntes do mar.A - Delta do rio Nilo.B - Delta do rio Níger.C -Imagem obtida pelo satélite Landsat do deltado rio Mississípi.


A ÁGUA SUBTERRÂNEA

A água subterrânea circula e acumula-se nosvazios existentes nos solos e nas rochas. Osvazios são classificados em:¬ espaços intersticiais dos grãos (rochas

sedimentares e solos);¬ fracturas ou vazios divisionares (rochas

ígneas e metamórficas);¬ vazios de dissolução (rochas calcárias);¬ e vazios vesiculares (rochas ígneas

vulcânicas).

Relativamente à água subterrânea, as duaspropriedades mais importantes das rochas são aporosidade (Fig. 46 e 47) e a permeabilidade. Nasua definição mais simples, porosidade é aquantidade de vazios de uma rocha.

Para que a rocha seja um bom aquífero, eladeverá ter ainda a segunda propriedade – apropriedade de permitir a circulação da água.

No que se refere aos vazios das rochas, asfracturas, falhas ou diáclases são vaziosdivisionares. São importantes nas rochascristalinas, uma vez que nestas constituem a únicaforma de acumulação e circulação da água, poissua porosidade eventual é desprezível.

A água subterrânea escoa-se lentamente nosubsolo, dos lugares mais altos para os maisbaixos, desde que não encontre uma barreiraimpermeável.

Distribuição das águas subterrâneas. Num cortevesicular do lençol subterrâneo, verifica-se umaclara separação por zonas de água existente,reconhecendo-se (fig. 48 e 49) as seguintes zonas:aeração, capilar e saturada.

Logo abaixo da superfície, no solo, situa-se aprimeira zona, onde praticamente é inexistente águaocupando os vazios. Imediatamente abaixo, os vaziossão ocupados apenas parcialmente. A profundidadedessa zona varia com as condições climáticas etopográficas. Separando esta segunda zona de outraadjacente há uma linha irregular chamada desuperfície freática. Abaixo dessa superfície vem azona chamada de saturada, onde os espaços estãointeiramente preenchidos por água. Esta zona de

Fig. 46 - Materiais diferentes têm quantidades diferentes de poros entre osgrãos. (A) Sedimento bem seleccionado consiste em grãos de tamanhosiguais e tem uma alta pososidade, cerca de 30%. (B) Em sedimentospobremente seleccionados, os grãos menores preenchem os espaços entreos maiores, e a porosidade mais baixa. Neste esquema é de cerca de 15%.(C) O cemento preenche parcialmente os poros nas rochas sedimentares,diminuindo a sua porosidade.

Fig. 47 - Esquema representando o efeito da atracção molecular numsedimento fino e num sedimento grosseiro.


Fig. 49 - Diagrama ilustrando a posição relativa de muitos aspectos relacionados com as águas subterrâneas.

NascenteSuperfície

freática Poço

Aquitardo

Zona deAeração

NívelfreáticoprincipalZona de

Saturação

água subterrânea propriamente dita pode atingirprofundidades superiores a 1.000 m. Quantomaior a profundidade, maior a pressão e menora porosidade dos sedimentos e,consequentemente, menor a quantidade de águacontida. Em grandes profundidades, as fracturasencontram-se na maioria das vezes preenchidaspor minerais secundários, diminuindo aspossibilidades hídricas, principalmente nasrochas cristalinas. A porosidade média de umarenito está entre 25% e 45%.

Na zona de saturação a água está em contínuomovimento das partes altas do terreno para aspartes baixas. O movimento é lento, e asuperfície freática guarda uma distância variávelda superfície do solo, em geral equidistante ouparalela. A superfície freática está mais pertoda superfície do terreno nas regiões maishúmidas e onde as rochas são pouco permeáveis.Nos terrenos de grande permeabilidade, emlocais de estiagem prolongada, a superfíciefreática é mais profunda e menos paralela àsuperfície do terreno. No fundo dos vales, ou nosterrenos mais íngremes, a superfície freática seaproxima do solo. Quando as suas superfícies seinterceptam, formam-se as fontes (Fig. 49 e 53).

Fig. 48 Distribuição da água em subsuperfície. Logo abaixo do solo, zona de aeraçãoonde pode ocorrer água de infiltração. A zona seguinte (capilar) é ocupada apenasparcialmente pela água. Após a superfície freática, a zona de água subterrâneaencontra-se saturada.


Classificação das águas subterrâneas

As formações geológicas que armazenam epermitem a circulação de água, de maneira que ohomem a possa extrair em condiçõeseconomicamente vendíveis, denominam-seaquíferos. Formações de areia e cascalho são, emgeral, bons aquíferos, pois são altamentepermeáveis. Os aquíferos podem ser (Fig. 50):

¬ Aquífero cativo – aquífero limitado porcamadas geológicas impermeáveis. Tambémse designa aquífero confinado ouartesiano.

¬ Aquífero livre aquífero que seencontra em contacto directo com aatmosfera através dos poros deformações geológicas permeáveis. Tambémse designa aquífero não confinado.

Aquitardos correspondem à formações geológicasque armazenam grande quantidade de água massão pouco permeáveis e transmitem-na com grandedificuldade.

Descarga de água subterrânea. Grandes quantidadesde água subterrânea chegam à superfície, sejaartificialmente, através de poços, seja por descarganatural (rios, lagos, nascentes, pântanos, etc.).

Os poços são perfurações feitas pelo homem, avárias profundidades, no intuito de extrair água. Oaquífero que fornece água para o poço pode estarou não sob pressão, decorrendo daí dois tipos depoços: artesianos e não-artesianos.

Poços artesianosEles ocorrem quando a água flúi em sentidoascendente, acima do nível que foi inicialmenteencontrada, sem que seja necessário o seubombeamento (Fig. 50).

O termo artesiano qualifica qualquer poço em que aágua sobe acima do nível do aquífero penetrado.Dependendo da topografia ou de outracircunstâncias, em determinados poços a águapoderá jorrar, enquanto em outros o nível atinge asproximidades da superfície sem, contudo, fluir nasuperfície. Assim, é viável subdividir os poçosartesianos em surgentes e não-surgentes.

Fig. 50 - Um aquífero artesiano forma-se onde uma camada inclinada de rocha permeável, tal como arenitos, encontra-se entrecamadas de rochas impermeáveis, tal como argilas. A água ascende no poço artesiano sem ser bombeada. Uma mangueiracom água porquê que um poço artesiano flúi espontaneamente.

Superfíciefreática

Poço não-artesianoem aquífero livre

Poço artesiano emaquífero confinado

Rochaimpermeável

Aquífero emarenitos


Poços sem pressão. Um aquífero não-confinado,isto é, sujeito a condições normais de pressão(pressão atmosférica), não apresenta condições deartesianismo. Nesses casos, o nível da água é onível freático normal, de sorte que a extracção daágua é feita por bombeamento, da mesma formaque nos poços artesianos não-surgentes.

O bombeamento dos poços. Em regra geral, obombeamento dos poços provoca uma descargaartificial que tende a rebaixar o lençol. Se o poçofor continuamente bombeado e sua água removidacom maior rapidez do que a recarga, orebaixamento do lençol subterrâneo adquirirá aforma de um cone invertido centrado no poço. É ochamado cone de depressão (Fig. 51). A água nospoços vizinhos também será rebaixada, de modoque os efeitos poderão ser verificados emdistâncias variáveis. O bombeamento simultâneo devários poços vizinhos acarreta o desenvolvimentode vários cones, ocasionando um rebaixamento donível da água em ampla área.

Além de a descarga natural da água subterrâneaalimentar muitos rios, pode resultar na formaçãode fontes de diversos tipos. Ao longo do litoral, aágua subterrânea flúi directamente para o oceano.Ela também pode infiltrar-se nos solos baixos,dando origem a pântanos e lagoas. Por vezes,água enche as depressões dos terrenos que seencontram a níveis mais baixos do que o lençolsubterrâneo, dando lugar à formação de lagos (fig.

52).

Os canais de todos os rios permanentes interceptamo nível da superfície freática. Se o leito do rio fordemasiado baixo para penetrar a superfície freática,a corrente será intermitente, secando rapidamentelogo que tenha descarregado as águas das chuvas.O rio também será intermitente se o leito estiverabaixo do nível superior da superfície freática.

Por vezes, o reservatório subterrâneo contribuipara aumentar o volume da água do rio, o qual,nessas condições, chama-se efluente. Por outrolado, particularmente nos desertos ou em regiõessemi-áridas, o rio contribui para o abastecimento domanancial subterrâneo, sendo então conhecido com onome de influente (Fig. 52).

Fontes. Sempre que a superfície do solo interceptaa superfície da água subterrânea, forma-se umafonte (Fig. 53). Elas podem ter diversascaracterísticas (Fig. 54). Quando a água subterrâneadescarrega sob a forma de fontes, estas situam-segeralmente, nas vertentes dos morros ou nos vales,ainda que possam aparecer em qualquer lugar, atémesmo debaixo do mar.

Tal como as águas de superfície, as fontes podempingar ou sair em torrentes. Em geral, a água dasfontes é muito mais límpida do que as águasnaturais de superfície, pois, no seu movimentovagaroso, atravessa verdadeiros filtros

Fig. 51 - (a) Um poço é perfurado no aquífero. (b) Um cone de depressão forma-se porque o bombeamento retira a água maisrapidamente do que a capacidade de recarga do aquífero. (c) Se o bombeamento continua extraindo água a mesma taxa o nível freáticodecai.

Nível freático

Nível freáticorabaixado

Nível freáticoOriginal

Cone dedepressão

Poço Poço Poço


subterrâneos que a purificam de quase todos ossólidos. Também difere das águas dos rios e dos lagos, por conter grandes percentagensde minerais dissolvidos. As fontes com grandes quantidades de sais minerais são ditaságuas minerais. Em relação às águas superficiais, a águas das fontes tem tendência paramanter temperatura moderada e constante; todavia, as fontes são por vezes quentes,quando as águas estão em contacto com alguma área de calor da crusta terrestre, áreaesta que pode ser de rochas vulcânicas em resfriamento ou, então, dever-se ao graugeotérmico, o qual indica um aumento na temperatura de cerca de 1ºC somado àtemperatura média da área considerada.

Fig. 52 - (a) em clima húmido o nível freático situa-se acima do nível dos rios e a água subterrânea vaza nestes rios. (b) Um curso de águadesértico situa-se acima do nível freático. A água vaza do fundo da corrente para recarregar o reservatório de água subterrânea em baixo.

Fig. 53 - Fonte.

Nível freático

Rio (ou lago) efluente

Superfície terrestre

Zona saturada

Rio (ou lago) influente

Nível freático


Fig. 54 - As fontes ou nascentes formam-se onde a superfície freáticaintersecta a superfície terrestre. Esta situação pode ocorrer onde (a) asuperfície terrestre intersecta um contacto entre camadas de rochaspermeável e impermeável; (b) uma camada de rocha impermeável ouargila “empoleirada” acima do nível freático principal; (c) a água flúi apartir de fracturas em sentido inverso as rochas impermeáveis dosubstrato; e (d) a agua flúi de cavernas para a superfície.

Caverna

Nascente

Nascente

Superfície terrestre

Nascente

Camada xistosaimpermeável

Nívelfreático

Nascente

Superfície freática

Arenito

O

Trabalho geológico das Águas Subterrâneas(Karstismo)

O trabalho erosional primário realizado pelas águassubterrâneas é o de dissolução as rochas. O seutrabalho como agente de erosão realiza-se emrochas solúveis, especialmente os carbonatos. Estescarbonatos são insolúveis em água pura, mas sãofacilmente dissolvidos em água contendo quantidadespequenas de ácido carbónico. A maior da águanatural contém este ácido fraco devido ao facto daágua das chuvas dissolverem o dióxido de carbonodo ar e das plantas. Por isso, quando a águasubterrânea entra em contacto com os carbonatos,o ácido carbónico reage com a calcite (carbonato decálcio) da rocha para formar o bicarbonato de cálcio,um material solúvel que é carregado na solução.

CavernasA maior parte das cavernas são formadas emcarbonatos ao mesmo nível ou abaixo da superfíciefreática quando a água subterrânea ácida dissolveas rochas ao longo das linhas de fraqueza, tal comojuntas e planos de estratificação. As várias rochasde precipitação encontradas nas cavernas sãodenominadas por estalactites (no topo) eestalagmites ( na base).

Isto é, nas regiões onde ocorrem rochas calcárias(regiões cársticas) são frequentes os canaissubterrâneos formados por dissolução ou cavernaspor onde circula a água, por vezes formandoverdadeiros rios (Fig. 55). Quando o tecto de umacaverna desaba, forma dolinas (depressões noterreno).

.

Nível freáticoprincipal


Fig. … - Estalactites, estalagmites, e colunas formam-sequando a calcite precipita-se numa caverna carbonática.

Fig. … - Estalactites proeminentes (tecto) e estalagmites (base)numa caverna.

Fig. … - Caverna com estalactites, estalagmites e colunas


CARACTERÍSTICAS DAS ÁGUAS SUBTERRÂNEAS

Composição químicaAs águas subterrâneas são muito diferentes, delugar para lugar, dependendo principalmente defactores gelógicos, tais como:

• Composição das rochas;• Grau e tipo de alteração das rochas;• Distância percorrida desde a zona de

alimentação ao local de emergência;• Profundidade a que circulam as águas;• Gradiente geotérmico regional.

Podemos ainda considerar factores humanos(antrópicos) condicionando a composição químicadas águas.

Poderemos dizer que enquanto asrochas magmáticas e metamórficas fornecem águacom teor mineralógico relativamente baixo, asrochas sedimentares principalmente se ricas emevaporitos (sal-gema e gesso) fornecem águasmuitas vezes impróprias para as actividadeshumanas.

Além do H+ adquirido principalmente pela passagemdas águas pela Atmosfera, os componentesinorgânicos mais comuns nas águas subterrâneas,são normalmente rotulados nas próprias embalagenscomerciais:

COMPONENTES MAIS VULGARES DAS ÁGUASSUBTERRÂNEAS

CATIÕES ANIÕESCálcio (Ca++) Cloreto (Cl )Magnésio (Mg++) Sulfato (SO4)2Sódio (Na+) Bicarbonato (HCO3)Potássio (K+) Carbonato (CO3)2Silício (Si4+) Fluoreto (F )Ferro (Fe2+ e Fe3+) Nitrato (NO3)

O teor em sais minerais habitualmente designado porresíduo seco permite classificar as águas em trêsgrandes grupos:

• águas hipersalinas 1500 = R < 3000 mg/l• águas mesossalinas 100 = R < 1500 mg/l• águas hipossalinas R < 100 mg/l

Fig. 55 - Desenvolvimento de um terreno cárstico. Durante o estágio inicial, a água subterrânea percola através dos carbonatos aolongo de juntas e planos de camadas. A actividade de solução cria e alarga as cavernas ao nível da superfície freática e abaixo.Desenvolvem-se dolinas e as águas superficais são afuniladas abaixo do solo. Com a passagem do tempo, as cavernas crescemtornando maiores e o número e tamanho das dolinas aumenta. Os colapsos das cavernas e a coalescência das dolinas formamdepressões planas maiores. Eventualmente a actividade de dissolução pode remover a maior parte dos carbonatos da área, deixandosomente restos isolados.

Rio mergulhandono subsolo

Dolinas

Dolina deColapso

Superfíciefreática


Para consumo humano a OMS recomenda valoresaceitáveis para águas mineralizadas entre 500 eos 1500 mg/litro.

DurezaUma das características químicas das águassubterrâneas e que diz respeito ao teor de saisde Ca e Mg particularmente, e o teor decarbonatos e sulfatos. Podem dozear-se porqualquer método químico, sendo normalentedesignados por:

A dureza das águas é um parâmetro condicionadopela natureza das formações atravessadas,principalmente calcários.

Tem interesse conhecer a dureza da água,principalmente quando em uso industrial ou mesmopara consumo doméstico. Os sais são de baixasolubilidade, que facilmente precipitam edepositam-se nas canalizações e aparelhosdomésticos...

ÁGUAS MINERAIS NATURAIS

Quando a mineralização passa a ter interesseterapêutico, as águas passam a tomar adesignação de Minerais Naturais.

Existe um grande número de nascentes minerais decomposição química bastante variada. Algumasdestas águas são exploradas e facilmenteencontradas nos circuitos comerciais.

Também encontramos à disposição dos consumidoresuma série de diferentes águas designadas por Águasde Mesa. Tratam-se de águas de baixa mineralizaçãoe não podem tomar a designação de águas minerais,mas no entanto são águas de elevada potabilidade epureza bacteriológica. Estas águas são tambémdesignadas por Águas de Nascente ou Águas deMesa.

Por vezes as águas brotam à superfície atemperatura elevada. Quando a temperatura ésuperior pelo menos a 5ºC à temperatura ambiente,as águas passam a designar-se por Termais.

ESTUDOS HIDROGEOLÓGICOS

A parte da geologia que estuda o armazenamento,circulação e distribuição das águas subterrâneas naszonas de saturação denomina-se Hidrogeologia.

Este estudo tem por objectivo conhecer aspropriedades físicas e químicas da água, as suasinteracções com o meio, quer físico quer biológico, eas suas reacções à intervenção do Homem.Para proceder à determinação dos locaispotencialmente favoráveis à ocorrência de aquíferose calcular a sua disponibilidade, recorre-se aosconhecimentos:

• Características climáticas regionais;• Flutuação do aquífero ao longo do tempo;• Condições geológicas.

A exploração é feita recorrendo a poços, furos ecaptações horizontais (designadas por minas).

Para iniciar uma prospecção científica das águassubterrâneas, deve-se, muma primeira fase, recolherinformações sobre:

• Condições climáticas necessárias a averiguaçãode alimentação do aquífero (recarga);

• Observação de poços e furos existentes.

Depois passa-se para uma segunda fase:• Conhecimento rigoroso da litologia;• e estrutura geológica local e regional.

Neste caso recorre-se a meios geofísicos, tais comosismologia e métodos geo-eléctricos.

DUREZA DAS ÁGUAS (GRAUS FRANCESES)

GRAU DESIGNAÇÃO QUANTIDADES(mg/l)

1 Macias 0 - 502 Pouco macias 50 - 1003 Dureza média 100 - 1504 Duras 150 - 2005 Muito duras 200 - 3006 Inaproveitáveis + de 300


Em estudos preliminares avalia-se o nívelpiezométrico (recorrendo a piezómetros - tubosfinos e compridos que são enterrados no solo atéprofundidades razoáveis) que permitem controlaros movimentos do nível freático.

Depois de seleccionada a área procede-se aexecução de sondagens, e são feitos ensaios decaudal que permitem avaliar a produtividade - aquantidade de água que é possível extrair de umaquífero sem perder as qualidades. Estuda-setambém a mineralização do aquífero.

Findos estes trabalhos, decidiu-se ou não pelainstalação definitiva da captação.

PROTECÇÃO DOS AQUÍFEROS

Nos aquíferos livres é grande o risco decontaminação das águas,

• pelos produtos lançados no solo;• pela existência de fossas, lixeiras, efluentes

domésticos ou industriais não tratados.

Nos aquíferos profundos, os riscos de contaminaçãosão relativamente mais baixos, mas em determinadasáreas a proliferação de furos de má concepção ouque proporcionam infiltrações de águascontaminadas, mais superficiais, põe em risco apureza natural das águas que continha.

Num projecto de instalação de captação deveproteger-se a área de recarga dos aquíferos,criando-se a sua volta zonas de protecção. Talmedida evita a poluição ou degradação da naturezabacteriológica.

Documents

Geologia (3). Paulo Aguiar