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UNIVERSIDADE FEDERAL DE PERNAMBUCO
CENTRO DE FIILOSOFIA E CIÊNCIAS HUMANAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA
EVOLUÇÃO GEOMORFOLÓGICA E PALEOAMBIENTAL DAS BACIAS DO
RIACHO DO PONTAL E GI-8 NO SUB-MÉDIO SÃO FRANCISCO
DANIEL RODRIGUES DE LIRA
Orientador: Antonio Carlos de Barros Corrêa
RECIFE, 2014
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UNIVERSIDADE FEDERAL DE PERNAMBUCO
CENTRO DE FIILOSOFIA E CIÊNCIAS HUMANAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA
TESE DE DOUTORADO
EVOLUÇÃO GEOMORFOLÓGICA E PALEOAMBIENTAL DAS BACIAS DO
RIACHO DO PONTAL E GI-8 NO SUB-MÉDIO SÃO FRANCISCO
DANIEL RODRIGUES DE LIRA
Orientador: Antonio Carlos de Barros Corrêa
Tese Apresentada ao curso de Pós-
Graduação em Geografia da Universidade
Federal de Pernambuco, como requisito
para a obtenção do título de Doutor em
Geografia.
RECIFE, 2014
3
Catalogação na fonte
Bibliotecária Divonete Tenório Ferraz Gominho, CRB-4 985
L768o Lira, Daniel Rodrigues de. Evolução geomorfológica e paleoambiental das Bacias do Riacho do
Pontal e GI-8 no Sub-Médio São Francisco / Daniel Rodrigues de Lira. – Recife: O autor, 2014.
234 f. : il. ; 30 cm.
Orientador: Prof. Dr. Antonio Carlos de Barros Corrêa. Tese (doutorado) - Universidade Federal de Pernambuco, CFCH. Programa de Pós-Graduação em Geografia, 2014.
Inclui referências.
1. Geografia. 2. Bacias hidrográficas. 3. Climatologia. 4. Latossolos. I. Corrêa, Antonio Carlos de Barros. (Orientador). II. Título.
910 CDD (23.ed.) UFPE (BCFCH2014-41)
4
5
AGRADECIMENTOS
Primeiramente a Deus.
A minha mãe, e meus familiares pelo apoio incondicional;
A Patrícia Gonçalves pelo carinho, cumplicidade e incentivo;
Ao Prof. Dr. Antonio Carlos de Barros Corrêa, pela paciência, incentivo e confiança,
além de todo o suporte que me permitiu a concluir este trabalho;
Aos amigos Claúdio Cabral, Drielly Fonsêca, Bruno Tavares, Lucas Cavalcanti pela
ajuda acadêmica, no campo e pela amizade em todas as horas;
Aos meus amigos do GEQUA Ana Clara Magalhães, Antonio Carlos Rocha, Diogo
Galvão, Évio Lima, Flavia Lima, Jonas Souza, Kleython Monteiro, Leandro Diomério,
Renata Azambuja, Wemerson Flávio e Adriana;
Aos amigos de sempre Hewerton Alves, Keyla Alencar;
Ao Prof. Dr. Fernando de Oliveira Mota Filho, pelos primeiros ensinamentos sobre a
Geografia Física;
Ao Prof. Dr. Alcindo José de Sá pela amizade e ensinamentos;
A Dr. Sônia Agostinho, pela ajuda nas horas necessárias e boas conversas;
As coordenadoras do Programa de Pós-Graduação em Geografia Profa. Dra. Ana
Cristina de Almeida Fernandes e Profa. Dra. Eugênia Cristina Gonçalves Pereira;
Aos Funcionários do PPGEO, Eucilene e Eduardo Veras;
A FACEPE, pela bolsa de estudo que permitiu a elaboração deste trabalho;
E a todos que contribuíram direta ou indiretamente com o trabalho;
Muito Obrigado!!
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RESUMO
A dinâmica temporal dos acontecimentos geomorfológicos bem como a evolução
geomorfológica torna-se necessária para uma melhor compreensão da história recente
da paisagem, nessa perspectiva a análise dos depósitos superficiais possibilitou a
reconstrução das dinâmicas de mecanismos formadores dos Latossolos para as bacias
estudadas com ênfase temporal e paleoambiental. O objetivo geral deste trabalho
consistiu na análise da dinâmica geomorfológica responsável pela deposição dos
sedimentos que originaram os Latossolos situados no oeste do Estado de Pernambuco,
por meio da diferenciação dos mesmos quanto à sua origem. Os Sedimentos estudados
indicam gênese climática controlada por fatores da circulação geral da atmosfera em
nível global e regional, revelando tele conexões importantes desde o UMG até a
transição Pleistoceno/Holoceno. Verificou-se para o Nordeste Brasileiro a transição P/H
adentrando o Holoceno Inferior, por volta dos 9.000 – 8.800AP. Quanto às mudanças no
Holoceno, essas são controladas pela circulação secundária, como a célula de Hadley e
a estabilização da célula de Walker a aproximadamente 5.000AP, trazendo uma queda
da umidade e padrões repetitivos cíclicos de semiaridez severa e semiaridez moderada,
relacionadas a eventos cíclicos do tipo El-Nino/La-Niña. A análise detalhada das
propriedades sedimentológicas dos materiais através da assinatura geoquímica, e
estruturação das formas de relevo possibilitou a reconstrução dos processos de
superfície terrestre atuantes na gênese dos modelados, durante os intervalos de
relaxamento dos processos morfogenéticos mais agressivos. Os Latossolos e Argissolos
hoje encontrados no Oeste Pernambucano, inseridos nas bacias hidrográficas do Riacho
do Pontal e GI8, integrantes da Bacia Hidrográfica do Rio São Francisco, têm origens
distintas de acordo com a sua localização, ora mais afastada da drenagem principal do
Rio São Francisco, ou mais próxima do referido rio. Os depósitos relacionados aos
Latossolos que integram a Planície do Rio São Francisco, são originados a partir da
redução dos níveis das águas do Rio e consequente surgimento de barras arenosas, que
foram retrabalhadas pelo vento durante os períodos de maior semiaridez, formando
campos de dunas e mantos de areia em períodos mais úmidos, sendo esses retrabalhados
pelas águas do Rio São Francisco em momentos de cheias durante a transição
Pleistoceno/Holoceno e o Ótimo Climático do Holoceno por volta de 6.000AP, dando
origem a depósitos arenosos por toda a planície fluvial, onde hoje se estabelecem
manchas de Latossolos e associações. Os solos localizados em áreas planas referentes
aos pedimentos detríticos, e mais distantes do Rio São Francisco, têm sua gênese
relacionada a eventos gravitacionais que ocorreram durante o Pleistoceno Superior e
Holoceno Inferior, período de maior umidade.
Palavras Chaves: evolução da paisagem; depósitos superficiais; semiárido.
7
ABSTRACT
The temporal dynamics of geomorphological events as well as the geomorphological
evolution becomes necessary for a better understanding of the recent history of the
landscape, from this perspective the analysis of surface deposits allowed the
reconstruction of the dynamics of forming mechanisms for the Oxisols studied basins
with emphasis on temporal and paleoenvironmental. The aim of this study was the
analysis of geomorphological dynamics responsible for the deposition of sediments that
originated Latosols located west of the state of Pernambuco, by differentiating them
with respect to their origin. The studied sediments indicate climatic factors genesis
controlled by the general circulation of the atmosphere on a global and regional level,
revealing connections important since the Last Glacial Maximum to the Pleistocene /
Holocene transition, and environmental changes controlled by climatic events of global
scale, verifying to the Brazilian Northeast transition entering the Lower Holocene,
around 9.000 - 8.800AP. Regarding changes in the Holocene, these are controlled by the
secondary circulation, as the Hadley cell and the stabilization of the Walker cell
approximately 5.000AP, bringing a drop of moisture and repetitive cyclic patterns of
severe and moderate semiarid, event-related cyclic the type El-Nino/La-Niña. Detailed
sedimentological analysis of the properties of materials through the geochemical
signature, and structuring of landforms enabled the reconstruction of land surface
processes active in the genesis of the modeled during the intervals of relaxation from
more aggressive morphogenetic processes. Oxisols and Ultisols found today in West
Pernambucano, inserted in the basins of the Tip and GI8 Creek, part of the watershed of
the São Francisco River, have different origins according to your location, sometimes
farther from the main drain of the São Francisco River or the nearest said river. Related
to Oxisols deposits that comprise the San Francisco River Plain, originate from the
reduction of water levels in the river and the consequent emergence of sandy bars,
which were reworked by wind during periods of higher semiarid, forming dune fields
and mantles of sand in wetter periods, these being reworked by the waters of the São
Francisco River in times of floods during the Pleistocene / Holocene climatic and Great
Holocene transition around 6.000AP, yielding sand deposits throughout the fluvial
plain, where now lay patches of Oxisols and associations. Soils located in flat areas
related to detrital pediments, and more distant from the São Francisco River, have their
genesis related to gravitational events that occurred during the Upper Pleistocene and
Lower Holocene period of high moisture.
Keywords: evolution of the landscape; superficial deposits; semiarid.
8
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ....................................................................................................... 16
1.1 Latossolos e Suas Relações com as Superfícies de Aplainamento ........................... 17
1.2 Problemas e Hipóteses Relacionadas aos Latossolos no Semiárido ........................ 18
1.3 OBJETIVOS ............................................................................................................. 24
1.3.1 Objetivo Geral: ...................................................................................................... 24
1.3.2 Objetivos Específicos: ........................................................................................... 24
2. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA .......................................................................... 25
2.1 LOCALIZAÇÃO GEOGRÁFICA ........................................................................... 25
2.1.1 Bacia Riacho do Pontal ......................................................................................... 25
2.1.2 Bacias de Pequenos Rios Interiores ....................................................................... 25
2.2 ARCABOUÇO GEOLÓGICO ................................................................................. 28
2.2.1 Compartimentação Tectônica e Litológica ............................................................ 28
2.3. ARCABOUÇO GEOMORFOLÓGICO ................................................................. 40
2.3.1 Compartimentação do Relevo .............................................................................. 41
2.4 ASPECTOS PEDOLÓGICOS ................................................................................. 42
2.5 CONDIÇÕES CLIMÁTICAS LOCAIS .................................................................. 44
2.5.1 Sistema Climático ................................................................................................. 45
2.6 COBERTURA VEGETAL....................................................................................... 50
2.7 REDE DE DRENAGEM .......................................................................................... 52
3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ........................................................................... 55
3.1 Estratigrafia Aplicada ao Quaternário Continental em Ambientes Tropical ............ 55
3.1.1 Fundamentos de Morfoestratigrafia e Aloestratigrafia .......................................... 55
3.1.2 Definições e Significados dos Conhecimentos Sobre Depósitos Aluviais e
Coluviais ......................................................................................................................... 58
3.1.3 Regolito: Entendimento Sobre os Estudos e Definições ....................................... 66
3.1.4 Utilização dos Marcadores Geoquímicos e Distinção Estratigráfica ................... 70
3.5 A PALEOCLIMATOLOGIA DO QUATERNÁRIO DO NORDESTE
CONTINENTAL ............................................................................................................ 83
3.5.1 Estudos Sobre o Quaternário Tardio no Nordeste do Brasil ................................. 86
4. MÉTODOS E TÉCNICAS ..................................................................................... 90
4.1 BASES CARTOGRÁFICAS ................................................................................... 90
9
4.1 1 Mapeamento Geomorfológico e Análise Morfoestrutural.................................... 90
4.1.2 Identificação e Distribuição das Formações Superficiais e Relação Com a
Topografia ...................................................................................................................... 91
4.2 MORFOMETRIA ..................................................................................................... 92
4.2.1 “Índice de Hack” ou Relação Declividade-Extensão (RDE)................................. 93
4.2.2 Perfil Longitudinal de um Rio ............................................................................... 95
4.3 TRABALHO DE CAMPO ....................................................................................... 96
4.3.1 Coleta de Amostras ............................................................................................... 96
4. 4 TRABALHO DE LABORATÓRIO ...................................................................... 97
4.4.1 Análises Sedimentológicas ................................................................................... 97
4. 4.2 Granulometria ...................................................................................................... 97
4. 4.3 Morfoscopia ....................................................................................................... 100
4. 4.4 A Datação por Luminescência Opticamente Estimulada - LOE ....................... 102
4. 4.5 Assinatura Geoquímica dos Sedimentos ............................................................ 105
4.4.5.1 Espectrometria de Fluorescência De Raios-X (FRX)....................................... 106
5. COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO DAS BACIAS DO RIACHO DO
PONTAL E RIOS INTERIOSTES 8 – GI8 ............................................................. 109
6 ESTRUTURAÇÃO DA REDE DE DRENAGEM .................................................. 120
6.1 Hierarquia Fluvial ................................................................................................... 120
6.1.2 Análise da Densidade de Drenagem .................................................................... 123
6.2 Análise da Relação Declividade-Extensão dos Riachos das Bacias do Pontal e GI-8
...................................................................................................................................... 124
6.2.1 RDE dos Rios da Bacia Riacho do Pontal ........................................................... 126
6.2.2 RDE dos Rios da Bacia de Pequenos Rios Interiores GI-8 ................................. 141
7. DESCRIÇÃO DOS PONTOS DE COLETA ....................................................... 147
8. ANÁLISE DOS DADOS SEDIMENTOLÓGICOS ............................................ 181
8.1 Resultados da Morfoscopia .................................................................................... 181
8.2. Química Total dos Sedimentos .............................................................................. 187
8.2.1 Índices KI e KR ................................................................................................... 193
8.2.2 Comportamento das Curvas de Concentração dos Elementos “Imóveis” ........... 198
8.2.3 Razão ZR/TI ........................................................................................................ 202
8.3. Datação dos Sedimentos ........................................................................................ 205
8.3.1 Ambiente Coluvial ............................................................................................... 206
8.3.2 Ambiente Coluvial/Aluvial ................................................................................. 207
8.3.3 Ambiente Fluvial Eólico ...................................................................................... 208
8.3.4 Ambiente Eólico .................................................................................................. 211
10
8.4 Correlações das Idades Obtidas com Trabalhos Publicados .................................. 212
8.5 Evolução Paleoambiental das Bacias do Riacho do Pontal e GI-8 no Sub-Médio São
Francisco ....................................................................................................................... 213
9. CONCLUSÕES ....................................................................................................... 221
10. REFERÊNCIAS ................................................................................................... 223
11
LISTA DE FIGURAS
FIGURA 1 - Perfis de Latossolo no Município de Petrolina ..................................................... 19
FIGURA 2 - Distribuição dos Latossolos no Estado de Pernambuco. Fonte: Adaptado De Silva,
2001. ............................................................................................................................................ 20
FIGURA 4 - Geologia e Recursos Minerais do Estado de Pernambuco. Fonte: CPRM, 2001 .. 29
FIGURA 5 - Mapa do Contexto Tectônico. Fonte: CPRM, 2001 ............................................. 29
FIGURA 6 - Mapa Geológico das Bacias Riacho do Pontal e GI-8 .......................................... 31
FIGURA 7 - Principais Unidades Morfoestruturais do Estado De Pernambuco Vistas Em 3D a
Partir do Sul. Fonte: SRTM 90m ................................................................................................ 41
FIGURA 8 - Mapa das Unidades Geomorfológicas Utilizado Pelo Projeto Radam Brasil ....... 41
Fonte: RADAM, 1970 ................................................................................................................ 41
FIGURA 10 - Mapa da Distribuição das Unidades Pedológicas. Adaptado de Silva (2001) .... 43
FIGURA 11 - Histogramas de Precipitação Pluvial do Período de 1963/2009 da Estação
Agrometeorológicas de Bebedouro (Petrolina, PE). Fonte: Adaptado (TEIXEIRA, 2010)........ 45
FIGURA 12 - Imagens de Satélite Demostrando a Ocorrência de Vórtices Ciclônicos de Ar
Superior no NE do Brasil. Fonte: INPE/CPTEC ......................................................................... 46
FIGURA 13 - Imagens de Satélite Demostrando a Ocorrência de Linhas de Instabilidades no
NE do Brasil. Fonte: INPE/CPTEC ........................................................................................... 50
FIGURA 14 - Mapa da Cobertura Vegetal, Adaptado de PROBIO 2005. Projeto de
Conservação e Utilização Sustentável da Diversidade Biológica Brasileira. APNE – Associação
Plantas do Nordeste Ministério do Meio Ambiente. ................................................................... 52
FIGURA 15 - Rede de Drenagem das Bacias GI-8 e Riacho do Pontal, Apresentando um
Padrão Dendrítico ........................................................................................................................ 54
FIGURA 16 - Relação do Desvio Padrão, Diâmetro Médio e Assimetria. Fonte: Adaptado de
Tucker, 1998 ............................................................................................................................... 66
FIGURA 17 - Esquema de Disposição do Manto de Intemperismo em Diferentes Climas Fonte:
Adaptado de Strakhov, 1967. ...................................................................................................... 68
FIGURA 18 - Relações das Formações Superficiais com o Substrato. Fonte: Adaptado de
Campy & Macaire, (1989). ......................................................................................................... 71
FIGURA 19. Modelo de Evolução de uma Duna Simples. Fonte: Adaptado de Summerfield,
1994 ............................................................................................................................................. 79
FIGURA 20. Componentes Básicos do Perfil Transversal de uma Duna com uma Orientação
Única na Face de Deslizamento. Fonte: Adaptado de Summerfield (1994) ............................... 80
FIGURA 21 - Esquema de Hack (1973) Utilizado Para o Calculo do Índice RDE. Modificado
Por Etchebehere (2000). .............................................................................................................. 94
FIGURA 22. Diagrama Representa os Diferentes Graus de Arredondamento e Esfericidade.
Fonte: Adaptado de Power, 1982 Apud Tucker, 1995). ............................................................ 102
FIGURA 23 - Mapa Morfoestrutural das Bacias do Riacho do Pontal e GI8 .......................... 110
FIGURA 24 – Depressão Sertaneja, Onde é Possível Visualizar uma Área Predominantemente
Aplainada com Presença de Maciços Residuais e Inselbergs ao Fundo ................................... 111
12
FIGURA 25 – Mapa da Compartimentação do Relevo das Bacias do Riacho do Pontal e Rios
Interiores - GI8 ......................................................................................................................... 112
FIGURA 26 - A - Iselberg Apresentando Encostas Íngremes; B - Presença de Depósitos de
Talús na Base do Compartimento. ............................................................................................ 113
FIGURA 27 - Maciços Estruturais em Forma de Crista Com Presença de Pedimento Dissecado
................................................................................................................................................... 114
FIGURA 28 – Pedimento Com Cobertura Detrítica e Inselbergs ao Fundo ............................ 115
FIGURA 29 – Afloramento do Lençol Freático Formando um Lago ...................................... 116
FIGURA 30 - Clasto Flutuante Suportados Pelos Sedimentos Finos ...................................... 116
FIGURA 31 – Sedimentos Depositados na Planície Fluvial com a Presença de uma Cascalheira
com Clastos Suportados ............................................................................................................ 117
FIGURA 32 – A) Dunas Parabólicas as Margens do Rio São Francisco; B) Estrutura de
Dissipação – Blowout- Formando uma Bacia de Decantação. .................................................. 118
FIGURA 33– A) Duna Vegetada; B) Área do Manto de Areia com Ocupações Irregulares ... 119
FIGURA 34. Esquema da Hierarquização da Rede de Drenagem Segundo Strahler (1952),
Onde o Numero 1 Representam os Canais de Primeira Ordem, Podendo ser Representados Pelas
Nascentes ou Cabeceiras de Drenagem, os Outros Números (2,3...) Representam a Hierarquia
dos Canais de Acordo com o Somatório de Dois Canais Anteriores de Mesma Ordem Que
Desaguam no Mesmo. ............................................................................................................... 121
FIGURA 35 – Proposta Hierárquica dos Canais de Drenagem das Bacias de Acordo Com a
Metodologia de Strahler (1952). ............................................................................................... 121
FIGURA 36 – Canal Principal de Quarta Ordem de Magnitude do Riacho do Pontal,
Apresentando Leito Rochoso e Sedimentos em Suas Margens................................................. 122
FIGURA 37 - Quantidade de Canais de Acordo Com a Ordem Hierárquica ........................... 123
FIGURA 38 – Mapa da Distribuição da Densidade de Drenagem das Bacias do Riacho do
Pontal e dos Pequenos Rios Interiores. ..................................................................................... 124
FIGURA 39 - Relação Declividade Extensão Total das Bacias Analisadas ............................ 125
FIGURA 40 - Relação Declividade Extensão por Trecho das Bacias Analisadas ................... 125
FIGURA 41 - Perfil Longitudinal Para o Riacho do Pontal ..................................................... 126
FIGURA 42 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Poço Barreiro .............................................. 128
FIGURA 43 - Perfil Longitudinal Para o Riacho da Roça ....................................................... 128
FIGURA 44 - Perfil Longitudinal Para o Riacho da Melancia ................................................ 129
FIGURA 45 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Dormentes .................................................. 130
FIGURA 46 - Perfil Longitudinal Para o Riacho São Bento ................................................... 131
FIGURA 47 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Poço da Prensa............................................ 132
FIGURA 48 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Passo de Pedra ............................................ 133
FIGURA 49 - Perfil Longitudinal Para o Riacho do Caboclo .................................................. 134
FIGURA 50 - Perfil Longitudinal Para o Riacho do Caldeirão ............................................... 134
FIGURA 51 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Tigre Novo ................................................. 135
FIGURA 52 - Perfil Longitudinal Para o Riacho do Tanque ................................................... 136
FIGURA 53 - Perfil Longitudinal Para o Riacho da Formosa ................................................. 137
13
FIGURA 54 - Perfil Longitudinal Para o Riacho do Poço ....................................................... 138
FIGURA 55 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Jatobazinho ................................................. 139
FIGURA 56 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Sítio Novo .................................................. 140
FIGURA 57 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Terra Nova .................................................. 140
FIGURA 58 - Perfil Longitudinal Para o Riacho do Simão ..................................................... 141
FIGURA 59 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Malaquias ................................................... 142
FIGURA 60 - Perfil Longitudinal Para o Riacho das Porteiras ............................................... 143
FIGURA 61 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Baraúna Velha ............................................ 144
FIGURA 62 - Perfil Longitudinal Para o Riacho da Imburana ................................................ 145
FIGURA 63 - Perfil Longitudinal Para o Riacho Bebedouro .................................................. 146
FIGURA 64 – Mapa de Localização dos Pontos de Coleta ..................................................... 147
FIGURA 65 – Localização do Ponto de Coleta e Perfil Topográfico A-B .............................. 149
FIGURA 66 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico A-B. ...................................... 150
FIGURA 67. Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico E-F ............................ 151
FIGURA 68 - Seção Vertical; Diagramas E Perfil Topográfico E-F. ...................................... 152
FIGURA 69 – Localização do Ponto de Coleta e Perfil Topográfico C-D .............................. 153
FIGURA 70 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico ............................................... 154
FIGURA71 . Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico G-H ........................... 155
FIGURA 72 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico. .............................................. 156
FIGURA 73. Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico I-J .............................. 157
FIGURA 74 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico ............................................... 158
FIGURA 75. Localização Do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico V-X .......................... 159
FIGURA 76 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico ............................................... 160
FIGURA 77. Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico L-M ........................... 161
FIGURA 78 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico. .............................................. 162
FIGURA 79. Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico R-S ............................ 163
FIGURA 80 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico ............................................... 164
FIGURA 81. Localização do Ponto de Coleta e Perfil Topográfico P-Q ................................. 165
FIGURA 82 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico. .............................................. 166
FIGURA 83 - Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico N-O .......................... 167
FIGURA 84 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico ............................................... 168
FIGURA 85. Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico V-X ........................... 169
FIGURA 86 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico. .............................................. 170
FIGURA 87. Localização Do Ponto De Coleta E Do Perfil Topográfico T-U ........................ 171
FIGURA 88 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico. .............................................. 172
FIGURA 89 - Seção Vertical, Diagramas Shepard e Pejrup .................................................... 173
FIGURA 90 - Seção Vertical, Diagramas Shepard e Pejrup e Perfil Topográfico Com A
Localização do Ponto de Coleta ................................................................................................ 174
14
FIGURA 91 - Localização do Ponto de Coleta e do Perfil Topográfico A1-Z ........................ 175
FIGURA 92 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico. .............................................. 176
FIGURA 94 - Seção Vertical, Diagramas e Perfil Topográfico ............................................... 178
FIGURA 95 – Curva de Concentração dos Elementos “Imóveis” ........................................... 199
FIGURA 96 – Curvas de Concentração da Razão Zr/Ti Por Amostras ................................... 204
FIGURA 97 Bloco Diagrama da Área Estudada Durante O UMG e a Transição
Pleistoceno/Holoceno, Evidenciando um Clima Mais Seco que o Atual, com Atuação de
Eventos Torrenciais e Presença de uma Vegetação Esparsa (Caatinga), Relacionada com a
Semiaridez, e a Presença de Fluxos de Lama Antes que a Cobertura Vegetal se Recuperasse da
Semiaridez do UMG. ................................................................................................................ 214
FIGURA 100 – Perfil Relativo a Depósitos Relacionados a um Sistema de Canais
Anastomosados da Esquerda para a Direita as Amostras P3789 E P3790; P3791; P3800 e a
Alterita logo Abaixo, P3799, Cascalheira (Paleocanal) P3801. ............................................... 218
FIGURA 101 - Reconstrução da Precipitação Referente ao Acumulado Total (Fevereiro;
Março; Abril E Maio) Em Mm/Ano e os Eventos Bond Ocorridos no Holoceno. A Linha
Tracejada Refere-Se a Média Climatológica Atual do Volume de Precipitação (680mm/Ano)
Fonte: Pimentel (2013) .............................................................................................................. 218
FIGURA 102 - Bloco Diagrama da Área Estudada Durante a Transição Pleistoceno/Holoceno,
Até o Ótimo Climático Evidenciando um Clima Mais Úmido que o Atual, Possibilitando a
Destruição dos Campos de Dunas, Remoção dos Mantos de Intemperismo e Retrabalhamento de
Depósitos Já Existentes na Paisagem. ....................................................................................... 219
15
LISTA DE QUADROS E TABELAS
QUADRO 1 - Formações Superficiais X Proveniência ............................................................. 71
TABELA 1 - Mobilidade dos Elementos Durante o Intemperismo Sobre Condições
Dominantemente Úmidas ............................................................................................................ 72
TABELA 2. Data e Objetivo dos Trabalhos de Campo Realizados .......................................... 96
TABELA 3. Escala Quantitativa de Folk & Ward (1957) Para Descrição do Grau De Seleção.
..................................................................................................................................................... 99
TABELA 4. Escala Quantitativa de Folk & Ward (1957) Para Descrição do Grau de
Assimetria. .................................................................................................................................. 99
TABELA 5. Escala Quantitativa de Folk & Ward (1957) Para Classificação dos Valores de
Curtose. ....................................................................................................................................... 99
TABELA 6. Principais Técnicas Analíticas da Assinatura Geoquímica de Sedimentos, AAS -
Atomic Absorption Spectrometry; HG-AAS - Hydride Generation AAS; GF-AAS - Graphite
Furnace AAS; INAA - Instrumental Neutron Activation Analysis; XRF – X-Ray Fluorescence.
................................................................................................................................................... 106
QUADRO 2 – Relação De Pontos E Siglas Relativa Às Coletas ............................................. 148
TABELA 7 – Classificação, Seleção, Assimetria e Curtose .................................................... 179
TABELA 8 - Resultados Obtidos na Morfoscopia .................................................................. 182
TABELA 9 – Análise Química Total ....................................................................................... 190
TABELA 10 – Concentração De Si, Al, Fe e Índices KI E KR ............................................... 194
TABELA 11 – Relação dos Elementos “Imóveis” ................................................................... 198
TABELA 10 – Concentração Entre os Elementos Zr E Ti E a Razão Entre Eles .................... 203
TABELA 12 – Distribuição Anual de Th, U,K e Cálculo das Idades Finais das Amostras ..... 205
16
1. INTRODUÇÃO
Segundo Ker (1997), os Latossolos encontram-se amplamente distribuídos pelo
Brasil ocupando cerca de um terço de seu território, com ocorrências em praticamente
todas as regiões do país, em diferentes condições climáticas, relevo e material de
origem. O termo “Latosol” deriva de Laterite e Solum, ambos de origem latina,
adjetivos para um material superficial altamente intemperizados (LEMOS, 1966;
CLINE, 1975; SÉGALEN, 1994). Os Latossolos, como utilizado no Brasil, guardam
certa correspondência com os Oxisols, Sols Ferralitiques e Ferralsols dos sistemas
americano, francês e FAO - Food and Agriculture Organization of the United Nations,
respectivamente (KER, Op. Cit).
O conceito inicial de Latossolo (KELLOG, 1949) contemplava os solos cujos
atributos encontram-se fortemente relacionadas à intemperização e lixiviação intensa, e
responsável pelas baixas atividades das argilas; capacidade de troca de cátions; relações
moleculares entre a sílica e o alumínio (SiO2/Al2O3 = Ki) e sílica/óxidos de ferro e
alumínio (SiO2/Al2O3 + Fe2O3 = Kr). Os solos designados por Latossolos, além de
profundos, de coloração relativamente homogênea com matizes avermelhadas e/ou
amareladas, apresentando distribuição mais ou menos uniforme de argila ao longo do
perfil, elevada estabilidade de agregados e baixo conteúdo de silte em relação à argila.
Com o desenvolver do sistema americano de classificação de solos, os solos
latossólicos foram agrupados na ordem dos “Oxisols” não sendo mais empregado o
termo “Latosol”. Para tanto, estabeleceu-se a definição do horizonte subsuperficial
óxico, que inspirou com adequações, a criação do horizonte B latossólico (Bw)
diagnóstico da classe dos Latossolos no sistema brasileiro de classificação de solos
(BENNEMA & CAMARGO, 1964; CAMARGO et.al., 1987; EMBRAPA-SNLCS,
1988). Desde sua criação no final da década de cinquenta, o horizonte B latossólico
17
passou por adequações até os dias atuais. Dentre as características principais destaca-se
a relação molecular SiO2/Al2O3 (Ki) que deve ser menor que 2,2, sendo normalmente
encontrados inferiores a 2,0. (EMBRAPA, 2006). O conceito central dos Latossolos
prevê o domínio de caulinita e óxidos de ferro e alumínio, com menores proporções de
outros componentes. Para a Embrapa (2006) os Latossolos compreendem solos
constituídos por material mineral, apresentando horizonte B latossólico imediatamente
abaixo de qualquer tipo de horizonte A, dentro de 200 cm da superfície do solo ou
dentro de 300 cm, se o horizonte A apresenta mais que 150 cm de espessura.
1.1 Latossolos e suas relações com as Superfícies de Aplainamento
Vários foram os estudos desenvolvidos em diferentes regiões do Brasil,
correlacionando, ainda que de forma generalizada, a ocorrência dos Latossolos com
superfícies de aplainamento, mesmo antes da publicação das superfícies reconhecidas
por King (1956) para o Brasil oriental, Algumas delas depois estendidas para o resto do
território brasileiro de acordo com Braum (1982), Apud Lepsch e Buol (1986). Diversos
autores relacionaram evolução de solos a geomorfologia, entre eles Lepsch (1977a,
1977b), Ab’Saber (1962), com as stone lines, Bigarella et al. (1965a, 1965b) que além
de cascalheiras, acrescentam os horizontes escurecidos (paleossolos) recobertos por
colúvio.
Registram-se discussões sobre a natureza alóctone ou autóctone imposta a
muitos dos materiais dos quais, presumivelmente, os latossolos originaram-se. A
maioria desses solos está estabelecida sobre velhas e estáveis superfícies geomórficas
(BUOL et. al., 1980). Muitos consideram que as suas características são resultado de
uma pedogênese policíclica, iniciada em sedimentos situados relativamente próximos de
suas fontes e depositados depois de previamente intemperizados (STOOPS, 1989, 1997;
18
MUGGLER, 1998). Outros consideram esses materiais provenientes da profunda
alteração de material similar ao imediatamente adjacente (MILLOT, 1977), com
ocorrências de remanejamentos localizados e grandemente influenciados por remontes
verticais causados pela bioturbação (ESCHENBRENNER, 1996), sem que tenha havido
necessariamente um tempo relativamente longo de formação do solum (MIKLÓS,
1992). Praticamente estudos desenvolvidos objetivando estabelecer correlações entre as
ocorrências de solos com superfícies geomórficas (BENNEMA, 1962 apud QUEIROZ
NETO, 2011; QUEIROZ NETO, 2000; ÁVILA e CARVALHO 2002; OLIVEIRA e
ÁVILA, 1996; REATTO, et.al. 2010; MOTTA, et.al. 2012, CIOLKOSZ, et.al. 1990),
destacam que esta classe de solos, ocupa preferencialmente as partes mais estáveis da
paisagem, normalmente correlacionadas com a Superfície Sul Americana do Terciário
Inferior, proposta por King (1956). Um exemplo clássico de remanescente de superfície
do ciclo Sul Americano, referem-se às amplas “Chapadas” de relevo plano e
suavemente ondulado do Planalto Central, onde normalmente encontram-se os solos
mais intemperizados do Brasil.
1.2 Problemas e Hipóteses relacionadas aos Latossolos no Semiárido
Os Latossolos encontrados hoje no oeste pernambucano (Figura 1) e inseridos na
Depressão Sertaneja do Nordeste brasileiro, mais especificamente dentro das Bacias
hidrográficas Riacho do Pontal e GI-8, não correspondem ao pedoclima atual da região.
Normalmente, nas áreas de clima semiárido do Nordeste do Brasil são encontrados
solos jovens e rasos (Neossolos Litólicos, Neossolos Regoliticos, Neossolos Flúvicos,
Neossolos Quartzarênicos, Luvissolos, Planossolos), com exceção das bacias
sedimentares, onde a topografia plana da cimeira permite a formação de solos profundos
e mais evoluídos. Segundo Ker (1997), os Latossolos em climas semiáridos são
considerados como solos-testemunhos de condições climáticas pretéritas mais úmidas.
19
Figura 1. Perfis dos Latossolos no município de Petrolina
A hipótese da formação dos Latossolos no oeste pernambucano, segundo
Menezes et. al. (2007), está na evidência do transporte de material sedimentar,
corroborado pelo fato desses solos ocorrerem nas baixadas, enquanto que sua posição
clássica dentro deste domínio morfoclimático seria sobre as superfícies planas de
cimeira. Outra evidência é a proximidade das manchas dos solos às áreas do terreno
com cotas altimétricas mais elevadas, porém destituídas de significativa cobertura
pedológica hodierna. Ainda segundo Menezes et. al. (2007), mesmo que sobre alguns
divisores regionais as manchas de Latossolos do oeste de Pernambuco possam
representar verdadeiras coberturas residuais, na área estudada suas relações
geomorfológicas favorecem a interpretação de que se trata de sedimentos quaternários
derivados de mantos de intemperismo remobilizados.
No estado de Pernambuco a segunda maior distribuição dos Latossolos encontra-
se dentro da Depressão Sertaneja (Figura 2).
20
Figura 2. Distribuição dos Latossolos no estado de Pernambuco. Fonte: adaptado de Silva et.
a.l, 2001.
Esta hipótese lastreia a ideia da ocorrência de uma fase de aplainamento,
representada morfologicamente na paisagem pela ocorrência de um pediplano de gênese
hibrida ou uma dupla superfície de erosão, havendo primeiro atuado a etchplanação,
seguida por uma fase de erosão/deposição. A sequência de eventos morfogenéticos
descrita acima permite aventar a hipótese de que na região ocorreram momentos de
climas mais úmidos, geradores de uma topografia mais dissecada, que comportava
regolitos mais espessos. Em seguida, deve haver ocorrido uma mudança climática para
condições semiáridas. Durante essa nova fase ocorrera o transporte dos materiais
argilificados pela decomposição da rocha in situ da fase anterior.
Corrêa (2001) afirma que a paisagem atual é resultado do somatório dos
processos históricos que influenciaram diretamente na elaboração e modificação das
suas formas. Assim, à medida que os climas secos se prolongaram, houve oportunidade
para um reafeiçoamento da paisagem pela pediplanação, restando os inselbergues, e
relevos residuais, circundados por níveis de pedimentos que marcam a fase terminal de
21
aplainamento, ultimado pela rápida sucessão de etchplanação seguida por pediplanação
extensiva.
Observações preliminares indicam que as reconstruções geomorfológicas
regionais, embasadas nas correntes cíclicas de evolução do relevo, não propiciam uma
compreensão das relações de campo entre a distribuição das formações superficiais e
suas respectivas áreas fontes. Portanto, faz-se necessário estabelecer uma relação mais
realista entre os materiais estruturadores da superfície da paisagem e as formas de
relevo, sempre que possível mediada pela análise da cronologia dos depósitos
correlativos às fases de erosão.
Ainda que os limites das formações superficiais possam ser plenamente
elucidados através de técnicas de mapeamento de detalhe que associem procedimentos
de mapeamento morfológico tradicional (DEMEK e EMBLETON, 1972), com analises
de feições morfoestratigráficas, a análises geoquímicas dos materiais envolvidos, assim
como obtenção da cronologia dos eventos de deposição são cruciais para que se possam
separar materiais formados in situ daqueles provenientes de transporte.
O conhecimento da dinâmica temporal dos acontecimentos geomorfológicos faz-
se necessário para compreensão da história recente da paisagem. Através da análise dos
depósitos superficiais (colúvio/leque aluvial/depósito aluvial/elúvio) é possível
interpretar a história da sedimentação, pedogênese e recompor o ambiente deposicional.
Desta forma, a diferenciação dos tipos de depósitos além de ajudar a elucidar a gênese
dos eventos geradores, possibilita criar hipóteses mais fidedignas sobre a evolução geral
da paisagem.
Quando se fala em transporte de sedimentos em ambientes continentais
plataformais, existem geralmente dois cenários possíveis, o primeiro consiste em
produtos derivados da instabilidade das vertentes, genericamente chamados de colúvios.
22
Esses são normalmente referidos a episódios de instabilidade de encostas alteradas pela
ação intempérica, que os aproximam a uma procedência residual inicial. Os colúvios
atuais também podem ser originados pela desestabilização de depósitos pré-existentes,
desencadeando coluvionamentos em sequências (SANTOS e VIDAL, 2003).
A outra forma de transporte de sedimentos dá-se por ação fluvial e os depósitos
são comumente chamados de alúvios. Os depósitos de origem fluvial segundo Suguio
(1998) e Guerra (2005) tratam-se do acúmulo de materiais detríticos, resultantes do
carreamento por força fluvial, deposição e sedimentação. Ao longo de canais fluviais
ladeados por encostas os colúvios sofrem sobreposição pelos depósitos fluviais da
planície de inundação resultando em sequências híbridas de difícil identificação,
(LANG. 2003 e MOURIER, et. al. 2008).
Em depósitos mal selecionados de encosta, nem sempre é fácil a diferenciação
entre o colúvio e o solo residual, e ainda entre esse e o material aluvial. Devido ao
número de fenômenos diferenciados ligados diretamente à formação desses depósitos, e
à escassez de trabalhos voltados à elucidação de seus ambientes deposicionais, tornam-
se raras as discussões que tratem de suas composições físicas, químicas e estruturais e
como estas são alteradas pelos processos erosivos e pedogenéticos.
A diferenciação estratigráfica entre depósitos aluviais e coluviais segundo Amit
et. al. (1995) pode ser baseada pela textura, estrutura das fáceis deposicionais, tipo de
contato, cor, grau de coesão e de fatores pedogenéticos. Outro critério (KAISER et. al.
2007) é dado pelo teor de matéria orgânica, geralmente o que aponta para uma origem
de idade holocênica.
A análise geomorfológica e pedológica de depósitos coluviais ou aluviais pode
mostrar o ritmo de produção desses sedimentos, principalmente no acréscimo das terras
aráveis e sua susceptibilidade à erosão devido à sua composição mineralógica que deve
23
guardar um grau de proximidade com seu material de origem. Uma distinção entre esses
sedimentos é de grande utilidade na elaboração de plano de manejo dos solos formados
a partir deles, já que solos derivados de alúvios são de alta fertilidade e os de colúvios,
normalmente são de baixa fertilidade. Esse fato gera viabilidades econômicas distintas
do uso desses solos, que pode ser estimada utilizando como um dos fatores a qualidade
dos solos.
24
1.3 OBJETIVOS
1.3.1 Objetivo Geral:
O objetivo geral deste trabalho consiste na análise da dinâmica geomorfológica
responsável pela deposição dos sedimentos que originaram os Latossolos situados no
oeste do Estado de Pernambuco, por meio da diferenciação dos mesmos quanto à sua
origem.
1.3.2 Objetivos específicos:
1. Realizar mapeamento Geomorfológico de depósitos quaternários associados
à latossolos no oeste de Pernambuco;
2. Fazer levantamento e análise de dados sedimento lógicos e
geomorfológicos, identificando possíveis áreas fontes a partir da modelagem
numérica do terreno e relações de campo entre a estrutura superficial da
paisagem e o relevo.
3. Caracterizar os depósitos relacionados à formação dos Latossolos em termos
físicos, químicos e mineralógicos;
4. Datar os depósitos sedimentares, pedologicamente classificados como
latossolos, por LOE (Luminescência Opticamente Estimulada) a fim de
estabelecer parâmetros de procedência espacial e evolução dos eventos
deposicionais;
5. Definir o quadro evolutivo para a paisagem com base nos dados obtidos.
25
2. Caracterização da Área
2.1 Localização Geográfica
A área selecionada para o estudo está delimitada por duas bacias hidrográficas
no Oeste do estado de Pernambuco, correspondendo à Bacia do Riacho do Pontal e o
Grupo de Bacias de Pequenos Rios Interiores (Figura 3). Essa área foi definida devido à
ocorrência de latossolos sob-regime climático atual semiárido.
2.1.1 Bacia Riacho do Pontal
A Bacia hidrográfica do Riacho do Pontal está localizada no extremo oeste do
Estado de Pernambuco, entre 08º19’00” e 09º13’24’’ S, e 40º11’42” e 41º20’39” W,
entre os limites dos estados do Piauí e Bahia, no município de Afrânio. O canal
principal é chamado de riacho Cachoeira do Roberto na sua nascente e, a partir do
município de Petrolina passa ser chamado pelo nome atribuído à sua bacia hidrográfica.
O riacho desemboca na margem esquerda do rio São Francisco, depois de percorrer uma
distância de aproximadamente 200 km, apresentando com direção predominante NW-
SE. A bacia do riacho do Pontal perfaz uma área de 6.015,33 km², correspondendo a
6,12% da área total do Estado de Pernambuco. A área de drenagem do rio envolve
quatro municípios, dos quais apenas o município de Afrânio está totalmente inserido na
bacia. Os municípios de Dormentes e Lagoa Grande têm suas sedes inseridas na bacia, e
o de Petrolina está parcialmente inserido na mesma.
2.1.2 Bacias de Pequenos Rios Interiores
O Grupo de Bacias de Pequenos Rios Interiores 8 (GI8) está localizado entre as
coordenadas 07º18’29” e 07º40’43” S, e 39º17’56” e 39º44’01” W. O GI8 limita-se ao
norte com a bacia do rio Pontal, ao sul e a leste com o rio São Francisco, e a oeste com
o Estado da Bahia. O GI8 é formado por pequenos riachos que deságuam na margem
esquerda do rio São Francisco. Destacam-se, dentre eles, os riachos Vitória, das
26
Porteiras, Salina, Bebedouro e Imburana, que drenam a porção sul do município de
Petrolina. O riacho que merece maior destaque é o riacho Imburana, que apresenta um
curso de cerca de 34 km. A bacia apresenta uma área de 1.298,22 km², totalmente
inserida no Estado de Pernambuco, representando um percentual de 1,32% da área total
do Estado. A bacia abrange apenas parte do município de Petrolina, incluindo a sua
sede.
27
Figura 3. Localização da Bacia Riacho do Pontal e GI8 em Relação ao estado de Pernambuco, Nordeste, Brasil.
28
2.2 Arcabouço Geológico
2.2.1 Compartimentação Tectônica e litológica
A área em questão é formada por partes das províncias estruturais Borborema
(Figuras 4 e 5) e São Francisco (ALMEIDA et al. 1977). A Província Borborema (PB)
constitui-se de terrenos ou faixas de dobramentos associados às orogêneses do Meso e
Neoproterozóico e granitogêneses correlatas, incluindo fragmentos antigos do
Arqueano/Paleoproterozóico, bacias sedimentares sin-rifte mesozóicas e por último,
coberturas superficiais recentes.
A Província São Francisco, equivalente ao Cráton do São Francisco (CSF),
definido por Almeida (1977), como entidade de consolidação pré-brasiliana, com
história evolutiva desde o Arqueano até o Neoproterozóico. Está representada na área
pela sua terminação N-NE. Congrega no seu embasamento suítes metaplutônicas,
seqüências metavulcano-sedimentares, greenstone belts e cinturões granulíticos de
idade arqueana a paleoproterozóica. É capeada discordantemente por metassedimentos
paleoproterozóicos e sedimentos meso e neoproterozóicos litificados, não dobrados ou
afetados por uma tectônica epidérmica, e por coberturas superficiais pelítico-psamítico-
psefíticas e carbonáticas, de idades Tércio-quaternárias e quaternárias.
29
Figura 4. Geologia e recursos minerais do estado de Pernambuco. Fonte: CPRM, 2001
Figura 5. Mapa do contexto tectônico. Fonte: CPRM, 2001
30
O contexto geológico da área em questão pode ser sumarizado da seguinte
forma, as Bacias de pequenos Rios Interioranos estão totalmente inseridas sobre o
domínio tectônico do Cráton do São Francisco representado por unidades geológicas de
idades Cenozoicas quaternárias (Holoceno e Pleistoceno), limite Terciário-Quaternário,
Paleoproterozóico e Arqueno, enquanto a Bacia do Riacho do Pontal tem apenas uma
pequena parte sobre este compartimento, estando à porção mais extensa sobre a
Província Borborema, com unidades que vão do Limite Terciário-Quaternário ao
Neoproterozóico, Mesoproterozóico e Paleoproterozóico (Figura 6).
31
Figura 6. Mapa Geológico das Bacias Riacho do Pontal e GI8
32
CRÁTON SÃO FRANCISCO
O embasamento da Província São Francisco está dividido em dois segmentos
crustais fundamentais, oeste e leste. O segmento oeste corresponde ao Bloco de
Sobradinho (BS), enquanto o segmento leste é constituído, de oeste para leste, pelas
unidades tectônicas Fragmento de Barrinha (FB), Cinturão Saúde-Itapicuru-Jacobina
(CSIJ), Cinturão Salvador-Curaçá (CSC) e Bloco de Serrinha (BS). O segmento que
interessa ao estudo compreende o segmento Crustal Oeste, onde se situa o Bloco
Sobradinho.
Segmento Crustal Oeste / Bloco de Sobradinho (BSD)
Complexo Gnáissico-Migmatítico (Agm) - O Complexo Gnáissico-Migmatítico
compõe-se de corpos granitóides homogêneos de dimensões batolíticas, e de rochas
gnáissicas de estrutura bandada. Os corpos homogêneos são ortognaisses de composição
trondhjemítico-leucotonalítica e granodiorítica, de granulação fina a média, também
grossa, leucocráticos, de coloração esbranquiçada, creme, cinza-clara e rosada, em parte
com schlieren máficos e enclaves de supracrustais. Podem conter, embora raramente,
biotita e, por vezes, hornblenda. Estão comumente associados à metabasitos dioríticos
ou gabróides e, em alguns locais, corpos anortosíticos. Exibem discreta foliação de
baixo ângulo superposta por uma tectônica transcorrente transamazônica.
Figueirôa & Santos (1993) sugerem uma fonte crustal oceânica e uma geração
em temperaturas próximas do solidus com ausência de vapor a pressões inferiores a
8kb. Isócrona verdadeira Rb/Sr em leucometagranitóide próximo da localidade de
Uruais (PE) indicou uma idade de 3,3Ga para este embasamento crustal (SANTOS &
SILVA FILHO, 1990).
33
Os gnaisses bandados são rochas de coloração acinzentada e esbranquiçada, com
mesossoma de composição tonalítico-trondhjemítico-diorítico-granodiorítica e
neossoma de natureza quartzo-feldspática, muitas vezes formando massas irregulares.
Associam-se, freqüentemente, a faixas de metamáficas anfibolitizadas. Os gnaisses
bandados muitas vezes gradam para migmatitos com estruturas schlieren e nebulítica.
São polideformados e exibem arranjo estrutural complexo, com padrões de interferência
do tipo laço, domo e bacia e bumerangue.
Complexo Rio Salitre (Ars) - O Complexo Rio Salitre definido por Dalton de Souza et
al. (1979), como uma sequência metavulcano-sedimentar afetada por metamorfismo na
fácies xisto verde, localmente atingindo fácies anfibolito baixo/médio foi redefinido
como uma sequência da associação granito-greenstone por Ribeiro & Silva (1998).
Segundo os primeiros autores, compõe-se de dois segmentos fisicamente separados. O
primeiro, denominado Unidade Baixo Vale do Rio Salitre, ocorre apenas ao sul do rio
São Francisco, no Estado da Bahia, enquanto que o segundo, denominado Unidade
Sobradinho, francamente metassedimentar de natureza psamítico, pelítico-carbonática,
ocorre em ambos os lados do rio (ANGELIM, 1997). Apresenta-se essencialmente
terrígeno ao sul do rio, ao passo que a norte, em Pernambuco, engloba também uma
associação de metamáficas/metaultramáficas e metassedimentos clásticos e químico-
exalativos.
A Unidade Sobradinho, também considerada como Complexo Sobradinho por
Souza & Jardim de Sá (1990), é constituída por filitos / filonitos, micaxistos e extensas
lentes de quartzitos recristalizados, contendo subordinadamente lentes de metabasitos
(clorita-actinolita/tremolita xistos), talcoxistos, formações ferríferas bandadas,
34
metacherts, rochas calcissilicáticas, corpos de metaultrabásicas e mais raramente
metavulcânicas félsicas.
Uma idade arqueana foi inferida para a Unidade Sobradinho, com base numa
isócrona Rb-Sr em rocha total de 2,6 Ga, obtida em granito epizonal intrusivo nessa
sequência (JARDIM DE SÁ, 1994). Idade similar de 2.696 ± 28Ma, isócrona Rb-Sr, foi
determinada em granitóide intrusivo na Unidade Baixo Vale do Rio Salitre (SILVA,
1996).
Complexo Serrote da Batateira (APbt) - Designa uma associação litológica de
supracrustais incluída anteriormente no Complexo Tanque Novo por Figueirôa & Silva
Filho (1990), Gomes (1990) e Mendes & Silva Filho (1990), e também correlacionada,
em parte, ao Complexo Rio Salitre por Dalton de Souza & Teixeira (1981), cujo limite
sul é estruturalmente discordante dos complexos Rio Salitre (Ars1) e Saúde (APs).
Trata-se de uma sequência metassedimentar com restrita contribuição vulcânica
máfica, metamorfismo atuante na fácies anfibolito médio a alto, e com
retrometamorfismo de fácies xisto-verde, preservada em calhas ou como fatias
tectônicas (?) no embasamento metaplutônico, constituída predominantemente de
quartzo-xistos, incluindo níveis de quartzitos, rochas calcissilicáticas, micaxistos e
pequenas lentes de metabasitos.
Os quartzo-xistos são rochas de coloração acinzentada, esverdeada e
avermelhada quando alteradas, muitas vezes milonitizadas, podendo conter biotita,
muscovita, sericita, clorita, granada, cianita, sillimanita, cordierita e magnetita. Os
quartzitos são puros, à muscovita ou fuchsita e calcissilicáticos, que transicionam para
calcissilicáticas quartzosas até rochas calcissilicáticas propriamente ditas.
Segundo Leite (1983 e 1984), a sequência supracrustal do Serrote da Batateira é
formada por três unidades. A unidade inferior congrega biotita-sericita-quartzo xistos,
35
milonito xistos e biotita-sericita xistos com turmalina e pirita, contendo no topo lentes
centimétricas a métricas de calcários cristalinos e rochas calcissilicáticas. A unidade
intermediária é representada por metacarbonatos e rochas calcissilicáticas que incluem
litofácies argilosas, portadoras de minerais fosfatados, classificadas como talcoxistos
argilizados e ferruginosos, e possíveis rochas calcissilicáticas alteradas. Ocorrem
também níveis de metapelitos aluminosos. Quartzitos calcissilicáticos (diopsídio) e
calcissilicáticas quartzosas constituem o topo desta unidade. A unidade superior é
constituída por quartzitos recristalizados, sericita quartzitos e fuchsita quartzitos
esverdeados, interpretados como sedimentos químicos silicosos (cherts) com
contribuição subordinada de material clástico-pelítico. Leite (1983) distingue duas fases
de metamorfismo: a primeira, de grau médio, fácies anfibolito, e, a segunda fase, que
envolveu tectonismo, e hidrotermalismo caracteriza um metamorfismo retrógado à
fácies xisto-verde. Não existem determinações isotópicas relativas a esta unidade
litoestratigráfica, tendo sido atribuída uma idade arqueana a paleoproterozóica, de
acordo com o contexto regional.
Metagranitóides Intrusivos (Pyo5) - Rochas granitóides intrusivas nas supracrustais
da porção do Cráton do São Francisco, associados ao Bloco de Sobradinho situado em
Pernambuco.
Sedimentos Aluvionares (Qha) - Sedimentos Eluvionares (TQd) - Na região oeste do
estado encontram-se depósitos elúvio-coluviais, terço-quaternários (TQd), que
constituem extensas coberturas de sedimentos inconsolidados a pouco consolidados, de
constituição areno-síltica a arenoargilosa, localmente laterizados e/ou com fácies
carbonáticas. Nas porções inferiores destes depósitos podem ocorrer horizontes
36
conglomeráticos. As Coberturas Terciárias (TQc) são constituídas por sedimentos
detríticos/arenosos e elúvio-coluvionares, aflorantes principalmente na Bacia do Jatobá
e, em menor quantidade, nas bacias de Mirandiba e Betânia, e ao noroeste de Brejinho.
Os Depósitos Quaternários (QHa e QHe) são constituídos por sedimentos
terrígenos (areias, argilas e conglomerados), correspondendo a seqüências aluvionares
(QHa) ou elúvio/coluvionares (QHe). Sedimentos aluvionares (QHa) arenosos e areno-
argilosos ocupam o baixo curso dos principais rios que drenam as bacias sedimentares,
apresentando granulometria fina a grosseira, com intercalações de siltes e argilas.
PROVÍNCIA BORBOREMA
A Província Borborema na Folha Aracaju NW está representada,
principalmente, pelo seu Domínio Externo (SANTOS et al., 1999), que constitui uma
faixa orogênica marginal ao Cráton do São Francisco. A característica fundamental que
une os terrenos formadores desse amplo superterreno é a tectônica de thrusts
neoproterozóicos, com generalizado transporte dirigido para o cráton, caracterizando
bem o regime convergente colisional dessa margem sanfranciscana. A despeito dessa
uniformidade de regime tectônico, não existe um contínuo zoneamento ao longo do
domínio, cuja heterogeneidade parece refletir uma herança do embasamento ou um
heterogêneo comportamento reológico da interface embasamento cobertura ao longo do
domínio (as margens de tipo Caririano e Sergipano, de SANTOS & CALDASSO,
1978). Ao contrário, o arranjo desencontrado de peças crustais, sobretudo em nível
extra-faixa, sugere a chegada de terrenos tectonoestratigráficos distintos junto à margem
do Cráton do São Francisco, associada a uma convergência desencadeada a partir do fim
do Mesoproterozóico, que culminou com a vigorosa Orogenia Brasiliana, no final do
Neoproterozóico.
37
Os limites tectônicos maiores da Província Borborema na área são: o Thrust
Basal da Faixa Riacho do Pontal (bem expresso pelos klippen de Piçarrão e Barra
Bonita); o Thrust Basal da Faixa Sergipana, compreendendo o Thrust Patamuté-Serra
do Icó e o klippe de Curaçá; a transcorrência de Riacho Seco, que separa o Terreno
Pernambuco-Alagoas Oeste do cráton; e o Lineamento Pernambuco, uma estrutura
interna da Província Borborema, que separa os domínios Externo e Transversal.
Faixa Riacho do Pontal (FRP) - Definida por Brito Neves (1975) como Sistema de
Dobramentos Riacho do Pontal, congrega terrenos tectonoestratigráficos meso e
neoproterozóicos amalgamados, além de fragmentos de embasamento envolvidos numa
tectônica contracional e transpressiva com estruturas imbricadas, transpostas e com
dobramentos apertados a isoclinais associados.
Fragmentos Antigos (FAT) - Representam fatias de embasamento de provável idade
paleoproterozóica, circundadas por supracrustais mesoproterozóicas dos complexos
Santa Filomena (Msf) e Monte Orebe (Mmo), retrabalhados nos eventos tectônicos do
Meso e Neoproterozóico.
Complexo Paulistana (Mpt) - O Complexo Paulistana (CALDASSO et al., 1973;
GOMES & VASCONCELOS, 1991) configura uma sequência metaplutono-vulcano-
sedimentar constituída por rochas metassedimentares (cerca de 90% do conteúdo lítico),
metamáfico-metaultramáficas, metacherts, metavulcânicas félsicas e corpos tabulares de
leucogranitóides; metamorfizada em condições de fácies xisto-verde a anfibolito.
Os metassedimentos constam de (andaluzitacordierita)-granada xistos cinza-
esverdeados; rocha xistosa de aspecto filítico, bege a esverdeada, podendo conter
granada e pseudomorfos de sillimanita, andalusita (?) e cordierita; níveis de muscovita
38
quartzitos placosos que gradam para muscovita-quartzo xistos (qt) e corpos de
metacherts acinzentados de espessuras centi-decimétricas associados a anfibolitos de
granulação grossa.
As metamáficas anfibolitizadas e xistificadas têm granulação fina
(metavulcanogênicas) e média a grossa (rocha gabróide). As metaultramáficas estão
representadas por clorita xistos, talco-clorita xistos, tremolititos e talcoxistos (Mptµ).
As metabásicas deste complexo apresentam um quimismo de afinidade
predominantemente calcialcalina (GOMES & VASCONCELOS, 1991).
É inferida uma idade mesoproterozóica para o Complexo Paulistana levando-se
em consideração seu posicionamento em relação ao contexto regional.
Complexo Santa Filomena (Msf) - Denominação ora proposta para abrigar a sequência
metapelítico-psamítico-carbonático-químico-exalativa com restrita contribuição
vulcanogênica, correspondente ao domínio plataformal norte do Complexo Casa Nova
(ANGELIM, 1988; GOMES & Vasconcelos, 1991).
Trata-se de uma sequência monótona, composta fundamentalmente por xistos
bimicáceos com frequentes mobilizados quartzosos, incluindo granada e, menos
comumente, cianita, estaurolita, cordierita e sillimanita. Na seção inferior ocorrem
níveis de calcários cristalinos impuros que gradam para calcoxistos e níveis de calcários
cristalinos calcíticos (ca), além de um horizonte basal de muscovita quartzito feldspático
milonitizado (qt). Inclui lentes de metabasitos xistificados (hornblenda–tremolita-
actinolita xistos) associados a níveis de metacherts, xistos grafitosos e lentes de rochas
calcissilicáticas (mb). Não existem informações sobre o quimismo das vulcânicas do
Complexo Santa Filomena.
39
Os augen gnaisses Mγp, tipo Afeição (ANGELIM, 1988), intrusivos
sintectonicamente nesse segmento crustal, apresentam idade de 968Ma (isócrona Rb-Sr
e Pb-Pb em monozircão, SÁ, 1994), creditando portanto uma idade mesoproterozóica
para as rochas encaixantes do Complexo Santa Filomena.
Terreno Monte Orebe (TMO)
Complexo Monte Orebe (Mmo) - O Complexo Monte Orebe (SIQUEIRA FILHO,
1967; KREYSING et al., 1973; CALDASSO et al., 1973; SANTOS & CALDASSO,
1978; ANGELIM, 1988; GOMES & VASCONCELOS, 1991; SANTOS & SILVA
FILHO, 1990; SAMPAIO & VASCONCELOS, 1991) encerra uma seqüência de rochas
metavulcanosedimentares (metamáficas com metaultramáficas localizadas, intercaladas
com metassedimentos clásticos e metacherts), uma sequência
metapelítica/metapsamítica fina, uma sequência quartzosa xistosa aluminosa e uma
sequência metagrauváquica.
As metamáficas Monte Orebe são de natureza subalcalina toleítica e constituem
prováveis registros de crosta oceânica antiga (MORAES, 1992).
O Complexo Monte Orebe acha-se afetado por metamorfismo regional de fácies
xisto verde alto a epidoto-anfibolito. Mesmo não havendo registro de datação
geocronológica, Angelim (1988) identificou xenólitos desta unidade litoestratigráfica
em ortognaisse mesoproterozóico Mγ1p, sugerindo tratar-se de uma sequência mais
antiga que o magmatismo granítico Cariris Velhos.
Terreno Casa Nova (TCN)
Complexo Casa Nova (Nc) - O Terreno Casa Nova é constituído pelo Complexo Casa
Nova, de Dalton de Souza et al. (1979), representado por uma sedimentação psamítico-
pelítico-carbonática (Unidade Barra Bonita-Nc2) e por depósitos turbidíticos (Unidade
40
Mandacaru-Nc1), definidos por Santos & Silva Filho (1990) e Figueirôa & Silva Filho
(1990), sem conotação cronoestratigráfica.
A seqüência metassedimentar foi submetida a um metamorfismo de fácies xisto-
verde localmente atingindo a fácies anfibolito. É atribuída uma idade neoproterozóica
para este complexo baseado em datações em ortognaisses sin-tangenciais do tipo Rajada
(Nγp1) e sin a tardi-tangenciais do tipo Serra da Esperança (Nγp3). Uma isócrona
composta Rb-Sr de 668Ma é considerada por Jardim de Sá (1994) a provável idade dos
metagranitóides Nγp1 e estaria relacionada a um evento cinemático com transporte para
WSW. Já a isócrona Rb-Sr de 555Ma em amostras do metagranitóide Nγp3 foi
considerada, por esse autor, como uma estimativa mínima ou muito próxima da intrusão
do plúton e também da tectônica de thrust para sul contra o Cráton do São Francisco.
Na porção centro-sul do Terreno Casa Nova ocorre um pequeno fragmento
cratônico (Agm) e o ortognaisse PγΟ2 alçados pela tectônica compressiva
neoproterozóica, associados a uma zona de cisalhamento do tipo rampa lateral.
2.3. Arcabouço Geomorfológico
A área em questão encontra-se inserida dentro da unidade morfoestrutural da
depressão sertaneja (Figura 7), que compreende uma área dissecada constituída por um
embasamento Pré-Cambriano, sua gênese normalmente é relacionada à Teoria da
Pediplanação como proposta por King, (1953). Todavia existem outros fatores que
devem ser considerados, como os reflexos da interação de processos morfodinâmicos
atuais e pretéritos em sucessão climática que foram direta ou indiretamente
subordinados às alternâncias periódicas de climas úmido, semiárido e árido (SANTOS e
SALGADO, 2010).
41
Figura 7. Principais Unidades Morfoestruturais do estado de Pernambuco vistas em 3D a partir
do sul. Fonte: Dados SRTM-90m
2.3.1 Compartimentação do Relevo
Figura 8. Mapa das unidades geomorfológicas utilizado pelo projeto RADAM Brasil
Fonte: RADAM, 1970
Bacia Sedimentar do Araripe
42
Segundo o Radam Brasil (1970) na área estudada encontram-se depósitos
sedimentares na Planície do Rio São Francisco com várzeas e terraços fluviais,
remanescentes das raízes de dobramentos nos baixos planaltos sertanejos sendo estes
patamares periféricos à chapada do Araripe e remanescentes do escudo exposto nas
depressões interplanálticas do pediplano sertanejo (Figura 8).
2.4 Aspectos Pedológicos
Os solos dominantes (Figura 10) nas bacias estudadas de acordo com o
Zoneamento Agroecológico de Pernambuco – ZAPE (SILVA et al, 2001) são os
Latossolos, Argissolos (Amarelo, Vermelho-Amarelo, Vermelho Escuro), Câmbissolos,
Planossolos, Luvissolos, Vertissolos, além da classe dos Neossolos (Fluvícos,
Quartzarênicos, Regolíticos e Litólicos).
Sendo abundantes nas áreas estudadas, os Latossolos são caracterizados por
serem solos minerais muito desenvolvidos e que apresentam horizonte Bw (latossólico),
ou seja, totalmente intemperizados imediatamente abaixo ao horizonte A (EMBRAPA,
2006). Já os Argissolos (que correspondem à maior parcela nas bacias) são constituídos
por material mineral apresentando horizonte Bt (textural) imediatamente abaixo de
horizonte A ou E.
43
Figura 10. Mapa da Distribuição das unidades pedológicas. Adaptado de Silva et. al (2001)
Os Cambissolos compreendem solos constituídos por material mineral, com
horizonte Bi (incipiente) subjacente a qualquer tipo de horizonte superficial. Devido à
heterogeneidade do material de origem, das formas de relevo e das condições
climáticas, as características destes solos variam muito de um local para outro. Assim, a
classe comporta desde solos fortemente até imperfeitamente drenados, de rasos a
profundos, de cor bruna ou bruno-amarelada até vermelho escuro.
Os Planossolos, segundo a Embrapa (2006) são solos minerais imperfeitamente
ou mal drenados, com horizonte superficial ou subsuperficial eluvial, de textura mais
leve, que contrasta abruptamente com o horizonte B ou com transição abrupta
conjugada com acentuada diferença de textura do A para o horizonte B imediatamente
subjacente, adensado, geralmente de acentuada concentração de argila, permeabilidade
44
lenta ou muito lenta, constituindo, por vezes, um horizonte pã (Fragipã e Duripã).
Enquanto que os Luvissolos, que são bastante representativos na área da bacia, são solos
minerais não hidromórficos, com horizonte Bt com argila de alta atividade e saturação
por bases que também é alta imediatamente abaixo do horizonte A ou E.
Já os Vertissolos compreendem solos constituídos por material mineral
apresentando horizonte vértico e pequena variação textural ao longo do perfil, nunca
suficiente para caracterizar um horizonte Bt. Apresentam pronunciadas mudanças de
volume com o aumento do teor de água no solo, fendas profundas na época seca, e
evidências de movimentação da massa do solo, sob a forma de superfícies de fricção
(slickensides).
Os Neossolos são solos formados por material mineral, ou orgânico de pouca
espessura, que não apresentam alterações expressivas em relação ao material originário
devido à baixa intensidade de atuação dos processos pedogenéticos, seja em razão das
características inerentes ao próprio material de origem com maior resistência ao
intemperismo de composição químico-mineralógica, ou por influência dos demais
fatores de formação que podem impedir ou limitar a evolução dos solos (EMBRAPA,
2006).
Em uma primeira análise nota-se que os Latossolos, estão localizados em áreas
planas referentes aos pedimentos detríticos, porém encontram-se cortados pela
drenagem.
2.5 Condições Climáticas Locais
As bacias estão inseridas na depressão sertaneja, marcada por um relevo suave-
ondulado, paisagem típica do semiárido pernambucano. O clima da região, segundo a
classificação de Köppen, é do tipo Bshw – semiárido (quente e seco), o qual possui duas
estações bem diferenciadas: estação seca, a qual tem sua ocorrência entre os meses de
45
maio a outubro e a estação chuvosa, ocorrendo entre os meses de novembro a abril,
apresentando precipitação média de 431,8 mm/ano. A área é caracterizada por baixos
índices pluviométricos e má distribuição das chuvas durante o período (Figura 11).
Figura 11. Histogramas de precipitação pluvial do período de 1963/2009 da estação
agrometeorológicas de Bebedouro (Petrolina, PE). Fonte: Adaptado (TEIXEIRA, 2010).
2.5.1 Sistema Climático
A região Oeste de Pernambuco é caracterizada por uma grande irregularidade
(espacial e temporal) do seu regime pluviométrico, decorrente da influência de vários
sistemas atmosféricos de diferentes escalas, destacando-se os Vórtices Ciclônicos de Ar
Superior (VCAS), Complexos Convectivos de Mesoescala (CCM), Zona de
Convergência Intertropical (ZCIT), Linha de instabilidade (derivada das frentes frias de
sudeste). Além da grande variabilidade sazonal, ocorrem também grandes flutuações
interanuais no semiárido, que provocam fenômenos extremos como as secas severas ou
enchentes.
Vórtices Ciclônicos de Ar Superior (VCAS)
Entre os fenômenos que atuam na região Nordeste do Brasil, o vórtice ciclônico
de ar superior (VCAS) tem se destacado como um dos principais sistemas provocadores
de precipitação na época que precede a estação chuvosa.
46
Os Vórtices Ciclônicos que penetram na região Nordeste do Brasil formam-se
no oceano Atlântico, principalmente entre os meses de novembro e março, e sua
trajetória normalmente é de leste para oeste, com maior frequência entre os meses de
janeiro e fevereiro, conforme demonstrado por Gan e Kousky (1982). O tempo de vida
desses sistemas varia em média, entre 7 a 10 dias. Os Vórtices são um conjunto de
nuvens que, observado pelas imagens de satélite, têm a forma aproximada de um círculo
girando no sentido horário (FERREIRA e MELLO, 2005). Na sua periferia há formação
de nuvens causadoras de chuva e no centro há movimentos de ar de cima para baixo
(subsidência), aumentando a pressão e inibindo a formação de nuvens, característica
principal do centro do VCAS, é exatamente o posicionamento deste centro que vai
causar os veranicos durante a estação chuvosa (Figura 12).
Figura 12. Imagens de Satélite demostrando a ocorrência de Vórtices Ciclônicos de Ar Superior
no NE do Brasil. Fonte: INPE/CPTEC
Alguns estudos já realizados (PAIXÃO e GADU, 2005) mostraram que a
formação do VCAS ocorre devido à intensificação da Alta da Bolívia (AB), associada à
penetração de sistemas frontais vindos das altas latitudes (KOUSKY e GAN, 1981;
RAO e BONATTI, 1987). Evidenciaram também que a formação dos vórtices tem uma
relação direta com o caráter meridional do escoamento médio em 200 hPa, que por sua
vez está associado à intensificação da Alta da Bolívia nesse nível de pressão (KOUSKY
e MOLION, 1981). Já Figueroa (1997), atribuiu como principal fator para a formação
VCAN
47
do VCAS uma fonte de calor em baixos níveis próxima à costa dos estados do Espírito
Santo e Bahia. Ramírez et at.(1998) reanalisaram os 80 casos de VCAS, estudados em
1996 e puderam concluir que 57% originaram-se pelo mecanismo clássico, ou seja,
proposto por Kousky e Gan (1981) e 27% formaram-se como resultado de um sistema
de circulação anticiclônica em altos níveis sobre o Atlântico Tropical Sul e costa do
Brasil. Com o intuito de avaliar os processos envolvidos na formação dos VCAS
restritos ao verão 1995-1996, foram efetuadas análises utilizando todos dados
disponíveis, visto que, até aquele momento só se tinha conhecimento do modelo
conceitual de formação proposto por Kousky e Gan (1981) e o de Ramírez et al (1998).
Seguem abaixo os diversos mecanismos de formação dos VCAS classificados:
1. Formação clássica: formado pelo mecanismo proposto por Kousky e Gan (1981),
que está associado diretamente à intensificação da AB e ao deslocamento de
frentes frias para latitudes baixas. A figura 1a mostra o campo de linhas de
corrente em 200 hPa para um dos casos classificados como clássico em estágio
maduro. Nota-se a presença da AB bastante intensa sobre o centro da América do
Sul (AS), com o VCAS sobre a costa do Nordeste Brasileiro (NEB), resultado da
intensificação e fechamento do cavado formado pelo mecanismo anteriormente
citado.
2. Formação Alta: neste caso a formação do VCAS deve-se à intensificação da
ZCAS, que por sua vez causa a formação da Alta do Atlântico Sul de Ar Superior
(ATSAS), resultando na formação de um cavado a norte/noroeste desse
anticiclone (concordando com o resultado encontrado por Ramírez et al.,1998). A
figura 1b mostra um exemplo de VCAS em estágio maduro, formado por esse
mecanismo. Nota-se nesse escoamento a presença de outros sistemas de grande
48
escala, tais como a Alta do Norte (AN) no norte da América do Sul, a Alta da
Angola (AAN) no sul da África, e uma bifurcação inter-hemisférica na costa oeste
da África (BIAF), muito semelhante à observada no Pacífico equatorial leste.
3. Formação Africana I: a formação deste tipo de vórtice ocorre devido à
intensificação da convecção na África, que faz surgir um par de anticiclones em
altos níveis. Esses anticiclones aparentemente induzem um aprofundamento do
cavado a oeste dos mesmos, como exemplificado na figura 1c, onde o VCAS é
formado a sudoeste da bifurcação inter-hemisférica.
4. Formação Africana II: neste caso, atribui-se a formação do vórtice ao
desacoplamento em altos níveis de um cavado vindo da região sudoeste do Saara.
Na figura 1d observa-se o VCAS próximo a linha do Equador ainda acoplado ao
escoamento da África. Nota-se, nesse caso, uma extensa faixa de anticiclones
próximos a latitude de 20ºS, porém com a AB menos intensa que nos casos de
formação clássica e alta.
Além desses quatros tipos de VCAS, foram encontrados casos onde, a princípio,
atua um determinado mecanismo de formação e logo depois outro mecanismo
predomina sobre o primeiro. Assim, como existiu uma clara dificuldade em definir qual
dos mecanismos domina nesses casos, atribuiu-se a eles o nome de formação mista.
Complexos Convectivos de Mesoescala (CCM)
Os Complexos Convectivos de Mesoescala (CCM) caracteriza-se como um
conjunto de nuvens que se forma devido às condições locais favoráveis como
temperatura, relevo, pressão, etc., e provocam chuvas fortes e de curta duração,
normalmente acompanhadas de fortes rajadas de vento. Apresentam forma circular e
49
crescimento vertical explosivo num intervalo de tempo curto (FERREIRA e MELLO,
2005; SOUZA e ALVES, 2005). Normalmente as chuvas associadas a este fenômeno
meteorológico ocorrem de forma isolada. Porém os CCM’s podem ocorrer também de
forma secundária, sendo originados a partir de divisão de bandas nebulosas.
Zona de Convergência Intertropical (ZCIT)
A Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) pode ser definida como uma
banda de nuvens que circunda a faixa equatorial do globo terrestre, formada
principalmente pela confluência dos ventos alísios do hemisfério norte com os ventos
alísios do hemisfério sul, em baixos níveis (o choque entre eles faz com que o ar quente
e úmido ascenda e provoque a formação das nuvens), baixas pressões, altas
temperaturas da superfície do mar, intensa atividade convectiva e precipitação.
Fatores de grande escala, como a influência da posição da Zona de Convergência
Intertropical, aparentemente são responsáveis pelo aumento da precipitação acima dos
valores médios (UVO e NOBRE, 1989). A influência da Temperatura da Superfície do
Mar tem sido apresentada também, como uma das causas do controle das anomalias no
campo de precipitação no Nordeste Brasileiro (MOURA e SHUKLA, 1981). Aspecto de
circulação na alta troposfera tem sido utilizado para descrever o suporte dinâmico para o
desenvolvimento da precipitação no Nordeste (ARAGÃO, 1975).
Eventos significativos no Nordeste brasileiro ocorrem com mais frequência em anos
em que a ZCIT atinge posições extremas ao sul do equador. Vários estudos enfatizam a
relação entre a intensidade e durabilidade da estação chuvosa e a posição da ZCIT
(XAVIER e XAVIER, 1983; CORREIA, 1989, UVO, 1989, ARAGÃO et al, 1996).
50
Linhas de Instabilidade (LI)
No Nordeste brasileiro observa-se a formação de sistemas meteorológicos de
mesoescala, tais como as Linhas de Instabilidade, que são bandas de nuvens causadoras
de chuva, normalmente do tipo cumulus, organizadas em forma de linha, daí o seu
nome. Sua formação se dá basicamente com a grande quantidade de radiação solar
incidente sobre a região tropical. Ocorre então o desenvolvimento das nuvens cumulus,
que atingem um número maior à tarde e início da noite, quando a convecção é máxima,
com consequentes chuvas. Outro fator que contribui para o incremento das LI (Figura
13), principalmente nos meses de fevereiro e março, é a proximidade da ZCIT, ou ainda
segundo Massambani e Correa (1988) por sistemas frontais que adentram a região,
oriundos da região Sudeste, e por precipitação isolada ou em aglomerados, alcançando
topos com precipitação até alturas próximas à tropopausa.
Figura 13. Imagens de Satélite demostrando a ocorrência de linhas de instabilidades no NE do
Brasil. Fonte: INPE/CPTEC
2.6 Cobertura Vegetal
O sertão árido nordestino apresenta frequentemente dois períodos secos anuais,
um com longo déficit hídrico seguido de chuvas intermitentes e outro com seca curta
51
seguido de chuvas torrenciais que podem faltar durante anos. Esse regime hídrico vai
interferir diretamente na distribuição e na fisionomia da vegetação. Segundo o Programa
Biodiversidade da Caatinga – PROBIO (2005), para a área em estudo, a vegetação
caracteriza-se pelo predomínio da Savana Estépica Arbórea, (Figura 14) por vezes
associada à agropecuária. Às margens dos corpos hídricos ocorrem as formações
pioneiras.
A cobertura vegetal da área constitui-se mais especificamente de caatinga
hiperxerófila constituída por formações arbóreo-arbustivas que possuem, como
principal característica, a caducidade foliar. São formações lenhosas com elevado grau
de xerofitismo, predominantemente arbustivas, pouco densas, com espécies de porte
baixo e espinhentas. Também é encontrada a Caatinga hipoxerófila, que ocorre mais
próximo ao Rio São Francisco.
A diversidade de espécies varia desde a favela ou faveleira, o pinhão bravo
(Euphorbia), araçá de boi (Myrtaceae), macambira (Bromelia sp), cacto quipá
(Opuntia) da caatinga arbustiva, às Bombacáceas, Celastráceas, o xiquexique e a coroa
de frade da caatinga arbórea.
52
Figura 14. Mapa da Cobertura Vegetal Adaptado de PROBIO 2005. Projeto e conservação e
utilização sustentável da diversidade biológica brasileira. APNE – Associação Plantas do
Nordeste Ministério do Meio Ambiente.
2.7 Rede de Drenagem
Christofoletti (1980) afirma que os cursos d’água representam os processos
morfogenéticos mais ativos na modelagem da paisagem geomórfica. A água atua como
um poderoso agente de intemperismo, erosão e deposição, fazendo que estudos no
âmbito da geomorfologia fluvial tenham grande importância na elucidação das mais
variadas questões geomorfológicas. Neste sentido, Corrêa (1997) conclui que os cursos
d’água são importantes na quantificação e localização dos fluxos de água nas encostas,
onde ocorrem os principais aspectos da modelagem do relevo.
53
A interação de fatores bióticos, abióticos e antrópicos que impõem o respectivo
ambiente de drenagem, tornam as bacias de drenagem unidades bastante relevantes para
o entendimento da ação dos processos hidrológicos e geomorfológicos (COELHO
NETO, 2007), levando em consideração que alterações na composição desses fatores
podem induzir modificações significantes na dinâmica espaço-temporal do trabalho
geomorfológico.
No que tange as bacias do Riacho do Pontal e GI-8, a drenagem apresenta um
padrão dendrítico (Figura 15) com as formas dos canais em sua maioria retilíneos,
sendo estas controladas pela estrutura geológica por meio da adaptação dos drenos às
redes de fraturas. Nas bacias como um todo é possível perceber que há um grande
número de canais de primeira ordem que demandam diretamente os canais principais,
configurando uma rede de baixa hierarquia de drenagem.
54
Figura 15 – Rede de Drenagem das bacias GI8 e Riacho do Pontal, apresentando um padrão
dendrítico.
55
3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A revisão teórica foi realizada buscando abarcar os principais temas abordados
assim como a metodologia aplicada para alcançar os objetivos do presente projeto de
pesquisa.
3.1 Estratigrafia Aplicada ao Quaternário Continental em Ambientes Tropical
3.1.1 Fundamentos de Morfoestratigrafia e Aloestratigrafia
A aplicação da abordagem morfoestratigráfica está diretamente relacionada com
a geometria dos corpos sedimentares e a sua disposição em superfície, atuando como
um indicador cronológico. Assim é possível propor um modelo de organização desses
materiais na paisagem, mesmo quando se tratando de depósitos truncados, e buscar
indícios mais elaborados sobre sua gênese a partir da análise das características dos
minerais componentes e suas respectivas áreas fontes.
Com vistas à interpretação estratigráfica dos depósitos quaternários continentais
é necessário reconstruir a dinâmica recente dos sistemas físicos da superfície terrestre e
as formas resultantes, para esses fins métodos de sedimentologia têm sido bastante
utilizados para a análise da evolução do relevo, eventos deposicionais e seus depósitos
correlativos.
Castro (1979) afirma que os métodos sedimentológicos são uma ferramenta de
grande utilidade, que permitem vários tipos de análise (propriedades químicas e físicas
dos ambientes, tipos de ambiente, direção e velocidade do movimento, discordâncias,
relevo na área de deposição, composição das rochas, clima durante a formação do
depósito, condições tectônicas, litificação, intemperismo e correlações estratigráficas).
Para uma reconstituição da história da evolução geomorfológica de uma determinada
área, relacionando as unidades morfoestratigráficas, é necessário fazer-se uma relação
cronológica entre as unidades e identificar quais parâmetros serão utilizados para fazer a
correlação por áreas suficientemente amplas (SUGUIO, 2003).
56
Frye & Willman (1962 p. 112) conceituam a unidade morfoestraigráfica como:
...um corpo sedimentar identificável, antes de
mais nada pela forma exibida em superfície e
distinguível ou não pela litologia e/ou idade,
das unidades adjacente...
Nesse sentido, é importante estabelecer as relações da gênese do relevo, para
uma melhor compreensão dos sistemas deposicionais pretéritos e contemporâneos.
Tendo a análise sedimentológica como ponto de partida para os estudos de evolução do
relevo, a morfoestratigrafia e a aloestratigrafia têm sido utilizadas para a análise dos
depósitos quaternários com base na reconstrução paleoambiental dos eventos que
desencadearam a formação desses depósitos. Mello (1997) ressalta a importância da
relação geomorfologia e estratigrafia, para o reconhecimento morfoestratigráfico,
abordando as superfícies deposicionais como instrumento primordial para o
mapeamento e interpretação dos depósitos quaternários.
As unidades de análise deposicionais quaternárias segundo Etchebehere (2004),
possuem muitas características (caráter descontínuo, pequena espessura relativa,
similaridades fasciológicas, influências climáticas, alteração do nível de base, depósitos
jovens em setores topográficos inferiores) que lhes diferenciam da abordagem
estratigráfica tradicional. Assim a estratigrafia de sequência, com ênfase na importância
das rupturas de sedimentação, dispõe de novos elementos de identificação mais
pertinentes às análises dos sedimentos neocenozóicos. O estudo dessas
descontinuidades na deposição permite a interpretação dos significados dos depósitos e
seus processos formativos. Etchebehere (2004) considera as descontinuidades como
superfícies de não-erosão ou não-deposição, estas representando uma interrupção de
57
grande significado no processo de sedimentação de uma área. Já Suguio (2001) ressalta
que as descontinuidades representam planos de tempo, sendo estas unidades
essencialmente diacrônicas constituindo importante base para uma classificação
cronoestratigráfica.
Para Mello (1997), o método de análise de evolução do relevo sugerido por
Bigarella & Andrade (1965), Bigarella & Mousinho (1965), proporcionou uma melhoria
nos estudo do Quaternário Brasileiro. Porém, este modelo, ultimamente tem causado
problemas em suas aplicações, levando em consideração alguns dos seus aspectos:
como difícil reconhecimento em campo das propostas, ausência de correlações
geocronológicas bem definidas (podendo haver um envolvimento de depósitos
terciários) e a possibilidade de que movimentos tectônicos quaternários também tenham
atuado no escalonamento das superfícies. Assim a ênfase da análise atribuída às
superfícies erosivas e à interpretação paleoclimática restringe a abordagem de registro
sedimentar a um caráter secundário (MELLO, 1995).
Com base em uma relação Geomorfologia-Estratigrafia focada na análise do
registro sedimentar quaternário, Frye & Willman (1962) propõem as unidades
morfoestratigráficas como unidades operacionais onde é possível distinguir as suas
características pela forma que a unidade se apresenta em superfície. De acordo com
Meis & Moura (1984) este enfoque torna a estratigrafia bastante condicionada à
percepção das formas do relevo. Estes autores consideram que o conceito de unidades
morfoestratigráficas é restrito às condições de detecção em campo das características
lito ou aloestratigráficas. Podendo, a partir da identificação dessas características,
estabelecer uma relação direta entre o depósito e a forma topográfica.
Nessa perspectiva, a aloestratigrafia representa uma necessidade para uma
classificação estratigráfica mais adequada às particularidades dos depósitos quaternários
58
(MELLO, 1995; MOURA, 2003). Desse modo, o Código estratigráfico Norte-
Americano (N.A.C.S.N., 1983) introduziu a categoria de unidades aloestratigráficas
definindo as mesmas como corpos sedimentares estratiformes e mapeáveis discerníveis
pelo reconhecimento de descontinuidades limitantes, diferenciando depósitos de
litologia similar superpostos, contíguos ou descontínuos geograficamente (MELLO,
1995). A aloestratigrafia é baseada nas descontinuidades ou discordâncias limitantes
encontradas no corpo sedimentar. O uso da descontinuidade como base para definir as
unidades estratigráficas vem sendo há tempos utilizada (OWEN, 1987 apud MELLO,
1995), ainda que as descontinuidades estratigráficas principais sejam mais comumente
relacionadas às mudanças abruptas de litologia.
Desse modo, a aloestratigrafia de acordo com Walker (1990), aparece nas novas
estratigrafias como um sistema descritivo bem mais elaborado dos depósitos
quaternários. A sua aplicação pode ser feita em depósitos sedimentares de qualquer
idade e qualquer contexto geológico e a partir de diversas escalas de análise. Sua
validade para a aplicação nos depósitos antigos é confirmada, ao lado do grande
potencial que apresenta na aplicação para a análise estratigráfica em depósitos
quaternários (MELLO, 1995).
3.1.2 Definições e Significados dos Conhecimentos Sobre Depósitos Aluviais e
Coluviais
Através da análise dos depósitos de encosta é possível interpretar a história da
deposição, lançando luz sobre os processos formadores dos materiais superficiais. Desta
forma a diferenciação dos tipos de depósitos ajuda a elucidar com maior facilidade o
evento formativo possibilitando aventar hipóteses mais fidedignas sobre a evolução da
paisagem e suas tendências temporais.
59
Para Lang e Hönscheidt (1999), o termo colúvio é usado para sedimentos
gerados pela erosão do solo e transportados ao longo do declive. Segundo Smolska
(2006), os mecanismos de transporte de sedimentos podem caracterizar como também
evidenciar a origem do material, assim, os depósitos aluviais se caracterizariam
facilmente por seções definidas indicando tração e salto dos grãos.
Corrêa et. al. (2008) afirmam que a topografia superficial e a morfologia dos
corpos litológicos desempenham um papel primordial no controle do fluxo de superfície
e da estabilidade de encostas nessa área. Este estudo reforça a importância da
abordagem morfoestratigráfica, e demonstra que no caso dos depósitos recentes os
controles topográficos sobre a deposição são geralmente os mais importantes.
Nas ciências da terra a gênese dos depósitos coluviais e aluviais é bastante
discutida, já que esses depósitos são de extrema importância nos estudos de
acontecimentos no passado geológico recente da terra. No entanto, as condições
fisiográficas em cada lugar podem variar tremendamente devido a uma série de fatores,
como o clima e a situação geomorfológica, o que torna a tarefa complexa e eivada de
particularidades. Devido a essas situações de diversidade do contexto paisagístico
muitas são as definições entorno da origem dos colúvios, para Starkel (1987) os
depósitos de encosta são estritamente divididos, com base em seus processos de
formação, em rockfalls, glaciais e depósitos periglaciais de encosta, assim como
eólicos (loess) e depósitos coluviais que são formados pelo vento, água e gravidade
(VÖLKEL e RAAB, 1999). Uma definição mais precisa é dada por French (1992), para
quem o colúvio é tido como material de escorregamento, não estratificado, mal
classificado. No Brasil a definição mais utilizada está mais próxima da escola inglesa,
pois se adequa melhor a situações encontradas no país, logo colúvio pode ser definido
como designação genérica aplicada a depósitos incoerentes, de aspecto terroso,
60
localizados em vertentes e sopés de relevo mais ou menos acentuados (SUGUIO 1998),
ou ainda como material transportado de um local para outro, principalmente por efeito
de gravidade e que aparece no sopé de vertentes ou em lugares pouco afastados de
declives que lhes estão acima (GUERRA e GUERRA 2005).
Pesquisas recentes conjecturam sobre a formação desses depósitos. Em áreas de
afluência de um rio, os depósitos coluviais são mais velhos do que os sedimentos
aluviais. Os primeiros depósitos coluviais podem ser depositados nas áreas como
resposta aos processos de erosão decorrentes das fases intensivas do uso das terras e
depois retrabalhados como material aluvial até o vale dos rios, sofrendo influência dos
fatores climáticos (LANG, et al. 2003; ROMMENS, et al. 2006 apud TINAPP, et. al.
2008). Nas situações estudadas pelos autores, a cor preta dos sedimentos coluviais
derivados dos solos chernozem, muito escuros, permite separar as camadas mais claras
como sendo de origem aluvial (TINAPP, et. al. 2008).
Poucos estudos se dedicam à gênese dos solos nas planícies aluviais sujeitas à
inundação periódica, e à análise e caracterização dos solos aluviais. Portanto estudos
geomorfológicos das zonas sujeitas a inundações constituem os parâmetros
morfopedológicos cruciais à compreensão da dinâmica e da evolução dos sistemas
fluviais. Devido à baixa diferenciação das fácies sedimentológicas e estrutural, torna-se
necessário considerar parâmetros diferentes para tentar reconstituir com maior
fidelidade possível as fases relacionadas à agradação. Depois destas considerações, a
análise geopedológica é usada junto à pedológica e parâmetros sedimentológicos
(presença de horizontes, textura, pH, carbono orgânico, índice do sesquioxide, fácies
deposicionais, carbono radioativo e datação por isotópos), para avaliar o
desenvolvimento dos solos (SAINT-LAURENT, 2008).
61
Os depósitos coluviais e aluviais são importantes para os estudos geográficos e
geomorfológicos, pois servem como marcadores dos processos que os originaram e por
isso funcionam como arquivos da história recente das paisagens, guardando parte da
dinâmica envolvida em sua gênese. Assim, a abordagem da reconstrução da paisagem
quaternária nos trópicos (THOMAS e THORP, 1995) requer a compreensão dinâmica
da paisagem como resposta às mudanças climáticas e necessita advir da análise, datação
e interpretação dos depósitos aluviais e coluviais. A gênese individualizada de um corpo
coluvial ou aluvial estratificado depende da história erosiva ou deposicional de cada
local e se a energia é proveniente de fluxos d’água ou gravidade (BRIGGS, et a.l 2006).
Os solos coluviais armazenam dados da morfologia dos materiais erodidos e
contêm indícios de sua pedogênese, como também indicações da pedogênese pós-
deposicional (LEOPOLD e VÖLKEL, 2006). A reconstrução de variações climáticas
durante o Holoceno e seus efeitos possíveis no paleoambiente desempenha um papel
importante no exame das mudanças globais. Este papel trata os solos coluviais como
geoarquivos de dados paleoclimáticos a partir de uma abordagem empírica (VÖLKEL E
LEOPOLD, 2006).
Um estudo para avaliação da influência do material parental e variação espacial
de algumas propriedades do solo ao longo de um perfil abrangendo depósitos aluviais e
coluviais para determinar propriedades do solo, pode ser usado como índice para
diferenciar o material ao longo da catena (GUNAL, et. al. 2007). A distribuição dos
parâmetros, cor, carbonato de cálcio, silte e argila ao longo do transecto pode mostrar
claramente a descontinuidade no material. A distribuição de solos ao longo de vales
(MOURIER, et. al. 2008) em estudo realizado na bacia do rio Vilaine no noroeste da
França é influenciada de acordo com a ordem hierárquica dos córregos (STRAHLER,
62
1952 apud MOURIER, et. al. 2008), nos canais de baixa ordem alguns materiais têm
uma origem coluvial, e origem aluvial nas maiores hierarquias.
Ensaios morfológicos e estratigráficos do solo fornecem indicações de
sedimentos aluviais, dinâmicas e tendências, que podem ser comparadas com as cores
com base em indicadores ou tempo de permanência na paisagem. Da mesma forma,
ensaios de dendrogeomorfologia têm sido utilizados em vários estudos para estimar ou
medir o ritmo e a natureza da erosão, a deposição de sedimentos e o armazenamento em
ambientes aluviais (PHILLPS e MARION, 2001).
A morfoestratigrafia de depósitos aluviais holocênicos em áreas semiáridas serve
como um indicador adequado de mudanças ambientais (SANCHO, et. al. 2008) e
fornece informações úteis sobre as respostas geomórficas dos sistemas aluviais em
função da variabilidade do clima. Quando os sedimentos são carreados ao longo de
pequenas bacias, e pela encosta, resultam em formas de acumulação coluvial/aluvial, e
muitas se convertem em bons indicadores da instabilidade regional da paisagem, além
de complementar o registro de sedimentação nas várzeas dos maiores rios (THOMAS,
2004).
Os solos aluviais são predominantemente jovens, estas características de solos
“imaturos” são de fato o traço dominante dessas classes de solos (SAINT-LAURENT,
2008). Os estudos conduzidos por Aslan e por Autin (1998, apud SAINT-LAURENT,
2008), Kraus e Bown (1986, apud SAINT-LAURENT, 2008) e Daniels (2003, apud
SAINT-LAURENT, 2008), em particular, mostram que os solos sujeitos às fases de
agradação apresentam pouca maturação e os processos da pedogênese são retardados
pela constante deposição dos pacotes aluvionais nas zonas sujeitas a inundações ou
terraços. Estes solos aluviais apresentam basicamente as mesmas características, isto é
63
um baixo índice da matéria orgânica, pouca estrutura, e pouco desenvolvimento de
horizontes.
O colúvio e os solos desenvolvidos neles podem mover-se continuamente por
rastejamento em inclinações íngremes. O colúvio move-se frequentemente por formação
de fluxos superficiais na época de fortes chuvas ou quando as encostas estão
desprovidas da vegetação. Tais processos podem igualmente ocorrer por causa da
mudança do clima. Este movimento contínuo e episódico faz com que os depósitos
coluviais ocorram no pé da encosta. Estes sedimentos de encosta podem produzir uma
sequência de depósitos separados por paleossolos. Em áreas com maior produção de
sedimento, os processos coluviais movem-se progressivamente encosta abaixo até entrar
nas zonas da atividade aluvial.
Os depósitos coluviais e aluviais envolvem frequentemente baixas inclinações,
porém esta situação é geralmente vista nos leques aluviais onde o fluxo maciço dos
depósitos aluviais é mais eficaz, sobrepondo os depósitos coluviais. Quando puramente
aluviais estes depósitos de superfície são transportados pela água de fluxo e confinados
a um canal ou vale. O leque aluvial sedimenta-se com depósitos coluviais nas margens
laterais do vale. O deposito aluvial do vale é igualmente complexo, mas muito diferente
do leque aluvial na maioria dos casos (TAYLOR e EAGGLETON, 2001), sendo
encontrados dentro de vales fluviais ativos e córregos efêmeros. Segundo Bezerra et. al.
(2008) a maioria dos estudos estratigráficos indicam que os depósitos aluviais estão na
faixa de idade de Pleistoceno ao Holoceno.
Apesar dos termos colúvio e alúvio aparecerem na literatura desde o século
passado e serem empregados nos estudos acadêmicos, ainda existem algumas questões a
respeito da diferenciação desses depósitos uma vez que os mesmos podem sobrepor um
ao outro, dependendo do sistema no qual estejam inseridos.
64
A grande dificuldade na diferenciação desses depósitos ocorre muitas vezes pela
posição na paisagem, uma vez que o posicionamento clássico dos colúvios é à base da
encosta. Quando eles encontram-se inseridos dentro de uma bacia de drenagem ativa, os
depósitos coluviais podem ser recobertos por depósitos aluviais e muitas vezes ambos
os materiais podem ser confundidos, dependendo de sua origem.
Os estudos sobre a gênese desses depósitos envolvem diferentes níveis de
abordagem, arqueológicas, pedológicas, geológicas, geomorfológicas regionais e locais.
Alguns métodos permitem novas interpretações e entendimento dos processos que
atuaram na formação de cada depósito, facilitando assim a distinção dos mesmos,
destacando-se a pedologia com seus estudos de micromorfologia como também da
geomorfologia aplicada.
Uma das questões principais que diferenciam os estudos sobre esses sedimentos
é o seu papel como geoarquivos, ou marcadores da história da evolução da paisagem
terrestre no tocante às mudanças ocorridas durante o Quaternário.
As implicações práticas dos estudos sobre os sedimentos coluviais e aluvias
fornecem subsídios para diversas áreas do conhecimento humano, pois podem retratar a
dinâmica de evolução das paisagens naturais além das paisagens modificadas pelo
homem, como também esses depósitos podem conter informações sobre as mudanças
ocorridas no clima durante o decorrer dos tempos geológicos, permitindo assim o
reconhecimento da dinâmica climática terrestre.
Os depósitos coluviais diferenciam-se dos aluviais pelas características de sua
estrutura de deposição, muitas vezes os depósitos são espessos e não apresentam
estruturas. Algumas estruturas em depósitos coluviais podem ser planares quando os
mesmo são depósitos delgados e sobrepõem-se a outros depósitos pretéritos, formando
camadas coluviais. Os Alúvios por sua vez têm como característica principal as suas
65
estruturas, podendo ser cruzadas, planares entre outras, mesmo sendo depósitos
espessos ou depósitos delgados.
A dificuldade de identificação surge quando os depósitos aluviais perdem as
suas estruturas, pelo fato dessas serem bastante friáveis. A percolação da água vertical e
lateralmente em subsuperfície, assim como os efeitos da pedogênese, eliminam as
estruturas sedimentares primárias do depósito, tornando mais complexa as
diferenciações entre camadas. As análises químicas e físicas como a difratometria de
argilas, teor de matéria orgânica entre outras do depósito podem, no entanto, contribuir
para o esclarecimento da gênese do deposito em análise.
A ferramenta mais simples empregada por pesquisadores para tentar elucidar as
dúvidas sobre a origem de um sedimento é um gráfico em que podem ser traçadas as
variações dos parâmetros individuais do sedimento, de modo que os padrões de variação
regional podem ser reconhecidos, e onde variações sistemáticas de tamanho médio de
grãos, com a dinâmica do ambiente são normalmente detectáveis. As modificações
sistemáticas no desvio padrão e assimetria também podem ser identificadas em zonas
adequadas dentro de um contexto local ou padrões regionais reconhecíveis. (FOLK &
WARD, 1957; ALLEN, 1971; RYAN & GOODELL, 1972; COOK & MAYO, 1977).
Comumente, covariações de duas ou mais medidas, tais como tamanho médio e
classificação, como Griffiths (1967) ilustra, são controladas hidraulicamente, de forma
que em todos os ambientes os sedimentos classificados apresentam seus tamanhos
médios na categoria de areia fina. Esta relação universal relacionada com a energia tem
sido confirmada por muitos estudos subsequentes. Após os primeiros dados
apresentados por Friedman (1961, 1967), o uso de diagrama de dispersão por tipo e
assimetria para fornecer a discriminação entre rio, praia e dunas de areias tem sido
recorrente (MOIOLA & WEISER, 1968). Os depósitos de areia unimodal, grãos
66
relativamente finos de várias partes do mundo, resultaram em características
semelhantes.
Uma das primeiras tentativas de caracterizar o ambiente deposicional por meio
de diagramas de dispersão bivariado foi apresentada por Stewart (1958), que plotou
dados da media, assimetria e desvio padrão para sedimentos de rios, zonas de ondas
dominantes e ambientes de águas tranquilas (FIGURA 16).
Figura 16. Relação do desvio padrão, diâmetro médio e assimetria. Fonte: adaptado de
TUCKER, 1998.
3.1.3 Regolito: Entendimento Sobre os Estudos e Definições
O termo "regolito" foi definido pela primeira vez no final do século XIX por
Merrill (1897) como manto de material inconsolidado, qualquer que seja a sua natureza
ou origem. Para Jackson, (1997) o regolito é um termo geral para a camada ou manto de
material rochoso fragmentado e não consolidado, seja residual ou transportado, e de
caráter muito variado, sendo formado em quase todos os lugares da superfície da terra, e
se sobrepondo ou recobrindo a rocha. Ele inclui ainda resquícios de rochas (sedimentos)
de todos os tipos como cinza vulcânica, materiais transportados pelo gelo, rios, e ventos
(depósitos de loess e acumulações eólicas) além dos solos. Esta definição é um pouco
generalista e não aborda áreas importantes ao considerar o que é e o que não é um
67
regolito. O grande problema na definição de Jackson (1997) surge a partir da exigência
de que o regolito deve ser o material existente não consolidado.
Dor et.al. (1991) consideram que regolito é todo material que foi alterado por
processos de intemperismo em profundidade ou perto da superfície. Isto inclui todos os
níveis de intemperismo. Esta é uma definição pragmática e é muito semelhante à
definição de trabalho utilizada por Taylor e Eggleton (2001) onde o regolito compõe
todos os materiais acima do embasamento inalterado podendo assim ter qualquer idade.
O estudo do regolito inclui sua descrição, distribuição, gênese e idade. As
técnicas utilizadas na pesquisa do regolito variam pouco daquelas usadas em pesquisa
geológica, pedológica e geomorfológica convencional, no entanto existem alguns
problemas peculiares comuns ao estudo do regolito.
Embora os pesquisadores trabalhem há quase um século com regolitos e
problemas relacionados com o mesmo na área das Ciências da Terra, diferentemente da
maioria dos outros ramos, não existem modelos genéticos para explicar sua formação,
porém alguns fatores formativos são de comum acordo entre os estudiosos, sendo eles:
atividade tectônica; a natureza química, mineralógica e física dos materiais a partir dos
quais foram formados; sua posição topográfica; condições de drenagem locais e
regionais; processos da paisagem, incluindo a erosão e deposição; a atividade biológica;
clima, especialmente a precipitação e temperatura e o tempo (TAYLOR e
EAGGLETON, 2001).
Regolito é o produto da interação entre o ambiente da superfície e processos
geológicos. Uma das primeiras sínteses globais das zonas de intemperismo (Figura 17),
relacionadas com o clima e resultando na formação de minerais de argila no solo foi
realizada por Strakhov (1967). Taylor e Eggleton (2001) afirmam que necessariamente
não há correlação direta entre climas contemporâneos e regolito em nenhuma região,
68
mas que os processos de superfície presentes estão relacionados ao clima, entre outros
controles. A ocorrência de intemperismo em rochas presentes em ambientes áridos pode
estar relacionada a antigos regimes climáticos úmidos, um pouco mais úmidos ou
idênticos aos atuais, desde que a erosão tenha sido mínima.
Figura 17. Esquema de disposição do manto de intemperismo em diferentes climas Fonte:
Adaptado de Strakhov, 1967.
A velocidade de formação dos elúvios obedece a uma série de fatores que
controlam a penetração da frente de intemperismo. São eles, segundo Thomas (1994):
a. Clima regional e particularmente a quantidade de precipitação;
b. Mineralogia da rocha-mãe e textura;
c. Ocorrência de faixas fraturadas e outras zonas intensamente falhadas e
fraturadas;
d. Regime tectônico cratônico antigo VS orogênico moderno;
69
e. Relevo inicial e grau de dissecação da paisagem;
f. Idade da superfície sobre a qual o perfil se desenvolve.
A área de transição entre o saprólito e a rocha inalterada é denominada de frente
de intemperismo, termo criado por Mabbut (1961) apud CORRÊA (2001). Apesar de
apresentar essa nomenclatura para a faixa entre a rocha alterada e inalterada, não existe
um modelo simples que mostre a evolução do perfil de intemperismo, já que sua
evolução está intimamente ligada a variáveis apresentadas nas diferentes áreas de sua
formação. A velocidade do intemperismo nas rochas foi sempre motivo de discussão,
mas no Brasil, os pesquisadores atribuem uma velocidade maior para a origem do
saprólito tropical (BIGARELLA et. al, 1994).
Englobando a cobertura residual de regolito ainda in situ, se forma a partir da
decomposição direta da rocha-mãe e é normalmente representado por uma série de
perfis. Sua gênese se dá principalmente a partir de energia química, que resulta na
degradação da rocha-mãe e o material resultante assume formas diversas, pois depende
do tipo de intemperismo e o tempo permitido à submissão deste tipo de alteração.
Assim, os elúvios podem variar entre camadas muito finas a grossas e exibir minerais
em fases estáveis ou instáveis.
Para Bigarella et. al. (2003) o termo elúvio ou saprólito corresponde a todo
material alterado pelo intemperismo que permanece in situ, sendo ele em muitas áreas a
principal estrutura superficial da paisagem, principalmente em áreas que não
apresentam gradientes de alta declividade, como topos planos de cristas e interflúvios.
Desta forma, o que vai controlar a espessura do elúvio é o ângulo da encosta.
Quando os elúvios são remobilizados eles tornam-se colúvio, o que ocorrerá de
acordo com o ângulo da superfície. Apesar de o saprólito ter importância nesta pesquisa,
70
o mesmo desempenhará apenas o papel de “matéria prima” na formação dos depósitos
coluviais.
3.1.4 Utilização dos Marcadores Geoquímicos e Distinção Estratigráfica
O termo “Formações superficiais” é utilizado como designação geral para
referir-se a todos os materiais superficiais sobrepostos à rocha sã, que compreendem
desde o manto de intemperismo “in situ” até material alóctone transportado. Essas
formações constituem o material que recobre parcialmente ou completamente o
substrato rochoso, normalmente consolidado, com espessuras variando de poucos
centímetros a dezena de metros de profundidade. Para Ab´Sáber (1969), são detritos
superficiais ligados a determinadas formas de transportes, em condições morfogenéticas
específicas. São também denominadas de depósitos de cobertura elaborados por agentes
morfogenéticos sob uma determinada condição climática, presente nos diferentes
compartimentos topográficos.
O termo “formação superficial”, muitas vezes utilizado como sinônimo de
“estrutura superficial” é conceituado por Dewolf (1965) como sendo ”formações
continentais, friáveis ou secundariamente consolidado, proveniente da desagregação
mecânica e da alteração química das rochas, que tenham ou não sofrido remanejamento
e transporte, qualquer que seja a sua gênese e sua evolução”. Campy & Macaire (1989)
destacam que as formações superficiais podem ser produtos do intemperismo, ou seja,
resíduos da degradação do substrato rochoso, designados alteritas autóctones (Quadro 1)
ou para-autóctones, ou podem resultar de processos sedimentares, ou seja, alóctones e
discordantes. Desse modo, a natureza litológica é variável e pode constituir-se de
sedimentos detríticos e terrígenos, resíduos diretos de alteração, e de materiais coerentes
71
como, por exemplo, crostas e outros originados de precipitações físico-químicas ou
organo-químicas (Figura 18).
Figura 18. Relações das formações superficiais com o substrato. Fonte: Adaptado de Campy &
Macaire, (1989).
Quadro 1 - Formações superficiais X proveniência
1-autóctone: Resultam diretamente da desintegração e da decomposição do seu
substrato. A característica principal é a conservação in situ dos
produtos da transformação da rocha-mãe em formação
superficial.
2-para-autóctone: Ocorrem quando uma parte dos produtos procedente da
desagregação da rocha-mãe é carreada por dissolução, lixiviação,
escoamento, etc., a fração residual é enriquecida de elementos
importados por diversos agentes de transporte (água, vento, etc.),
sendo que as formações resultantes têm apenas um parentesco
muito afastado com o substrato.
3-alóctone: As formações alóctones não têm mais nenhuma relação com o
seu substrato que constitui para elas uma rocha-suporte. Sua
presença é ligada a um agente de transporte que a mobiliza para
outro lugar antes da deposição. Este transporte pode efetuar-se
sobre curtas ou longas distâncias. São, por exemplo, as formações
de vertente deslocadas sob o efeito gravidade.
Adaptado de Campy & Macaire, (1989).
Os materiais que compõem as formações superficiais são produtos do
intemperismo da rocha exposta às condições ambientais (temperatura e pressão)
diferentes daquelas em que foi formada (BIRKELAND, 1984; OLLIVIER & PAIN,
1996). As alterações que ocorrem durante o intemperismo químico levam à alteração
72
dos minerais das rochas através de complexas e variadas reações que dependem das
composições químicas e mineralógicas do material de origem e das condições do
intemperismo, (BIGARELLA et al, 1994).
Os materiais decompostos através do intemperismo são removidos do sistema
por lixiviação ou reagem com outros constituintes formando uma variedade de produtos
cristalinos e amorfos. De acordo com Birkeland (1984) os produtos mais comumente
observados das reações são os minerais de argila e oxi-hidróxidos de alumínio e ferro.
Butt et al (2000) apresentam sumário que mostra a distribuição dos elementos de
acordo com sua lixiviação e retenção durante o intemperismo e a transformação dos
minerais (Tabela 1). Esses autores ressaltam, contudo, que esse sumário é uma
simplificação e que, portanto, tem que ser notado que nenhum metal é inteiramente
inalterado pelo intemperismo, ao passo que nenhum elemento é inteiramente lixiviado
de qualquer horizonte do regolito e que nenhum elemento é inteiramente imóvel.
Tabela 1 - Mobilidade dos elementos durante o intemperismo sobre condições dominantemente
úmidas
Mobilidade sobre condições dominantemente úmidas
Minerais que contêm os
elementos
Lixiviados Parcialmente retidos em minerais
secundários
Liberados na frente do intemperismo
Sulfetos As, Au, Cd, Co,
Cu, Mo, Ni, Zn, S
As, Cu, Ni, Pb, Sb, Zn (óxidos de Fe;
sulfatos, arsenatos, carbonatos,
alunita–jarosita)
Carbonatos Ca, Mg, Fe, Mn,
Sr
Liberados no saprólito inferior
Aluminosilicatos
Ca, Cs, K, Na, Rb
Si, Al (caulinita); Ba (barita)
Ferromagnesianos (piroxênio,
olivina, anfibólios, clorita,
biotita)
Ca, Mg
Fe, Ni, Co, Cr, Ga, Mn, Ti, V (óxidos
de Fe e Mn)
Liberados no saprólito superior
Aluminosilicatos (muscovita)
Cs, K, Rb
Si, Al (caulinita)
73
Ferromagnesianos (clorita, talco,
anfibólio)
Mg, Li
Fe, Ni, Co, Cr, Ga, Mn Ni, Ti, (óxidos
de Fe)
Esmectitas
Ca, Mg, Na,
Si, Al (caulinita)
Liberados nas zonas mosqueada e ferruginosa
Aluminosilicatos (muscovita,
caulinita)
K, Rb, Cs
Si, Al (caulinita)
Óxidos de Fe; ouro
Elementos traço;
Au
Retidos em minerais estáveis
B, Cr, Fe, Hf, K, Nb, Rb, REE, Th, Ti, V, W, Zr, Au
Taylor & Enggleton (2001) e Thornber (1992) chamam atenção para o fato de
que elementos insolúveis podem ter certa mobilidade como partícula coloidal, ou seja,
através dos argilo-minerais. Como exemplo, cita-se que o titânio (Ti), considerado
imóvel, pode se movimentar como partícula coloidal como anatásio, mineral secundário
formado pela precipitação do titânio. Paton (1978) afirma que a sílica e o alumínio são
imóveis podendo se mover somente sobre curtas distâncias como partículas coloidais.
Uma pequena quantidade de sílica, na forma de H4SiO4, pode se mover sobre grandes
distâncias. Entretanto o ferro, em áreas da superfície altamente oxigenadas sobre a
forma férrea Fe3+
, sugere-se altamente imóvel e inerte.
Produtos residuais do intemperismo são agrupados comumente sob a forma de
minerais resistentes ou resistatos. Além do quartzo, Taylor & Enggleton (2001)
destacam outros minerais resistentes que ocorrem como componentes traços na rocha de
origem, mas que são concretados por depleção durante o processo de intemperismo. Os
mais comuns são o zircão, rutilo, ilmenita, granada e magnetita (e outros espinélios),
turmalina e monazita. Alguns minerais podem ser ainda intemperizados em fases
74
secundárias como, por exemplo, a hematita, a goethita, gibsita, e que são mais estáveis
em condições de alteração superficial, se mantendo também como minerais resistentes.
Taylor & Enggleton (2001) afirmam que as associações entre elementos
marcadores e a mineralogia resultam em uma distribuição geoquímica dentro do perfil
de intemperismo em vários ambientes, tendo cada um destes ambientes uma
característica mineralógica, e consequentemente, uma assinatura geoquímica.
Butt et al (2000) apresentam de forma simplificada uma sequência da evolução
do manto de intemperismo em zonas tropicais, mostrando, consequentemente, a
evolução geoquímica dos materiais. Na parte inferior o processo de intemperismo causa
a destruição de feldspatos e minerais ferromagnesianos. Sódio (Na) e Cálcio (Ca) são
lixiviados de forma que Sílica (Si) e Alumínio (Al) ficam retidos como caulinita e
halloysita, sendo que as esmectitas podem ser produtos intermediários. Na parte média e
superior do saprólito ocorre a alteração de todos os minerais primários, mas a maioria
dos minerais se mantém, enquanto que minerais secundários menos estáveis, como as
esmectitas são alterados.
Taylor & Enggleton (2001) acrescentam que por definição a parte superior do
saprólito mantém a estrutura do material de origem (isoalterita), contudo, poucos
minerais primários se mantêm inalterados. A maioria dos minerais primários maiores
remanescentes, exceto o quartzo, são comumente destruídos na parte superior do perfil
logo acima do saprólito. A principal característica dessa zona é a predominância da Si,
Al e Fe, na forma de caulinita, quartzo e óxidos de ferro (hematita e goethita) e gibsita.
As distribuições de vários elementos menores e traço são controlados totalmente ou em
parte por esses elementos maiores devido à substituição ou co-precipitação. Assim o
cromo, entre outros elementos tende a se acumular com óxidos de ferro e é derivado
75
principalmente de minerais ferromagnesianos, sendo também associado com caulinita
neoformada (BUTT, et al, 2000).
Muitos elementos “imóveis” também tendem a se concentrar com óxidos de
ferro em horizontes lateríticos embora, para a maioria, interações químicas não sejam
envolvidas. Desse modo, a distribuição de Cromo (Cr), Potássio (K), Zircônio (Zr),
Titânio (Ti) entre outros se relaciona totalmente, ou em parte, à sua inércia durante o
intemperismo, a qual ocorre devido à sua imobilidade química relativa (exemplo, Ti)
e/ou à estabilidade dos minerais primários e/ou secundários que os contêm (exemplo, Zr
no zircão; Ti no rutilo e anatásio; Cr na cromita; K na muscovita) (BUTT et al, 2000).
A abundância destes elementos tende a crescer em direção à parte superior do
perfil devido à gradual perda de outros componentes, que marcam acumulação no
resíduo, dentro do qual uma dispersão lateral pode ocorrer por ação de coluvionamento
durante o curso da evolução do perfil (BUTT et al 2000). Taylor e Enggleton (2001)
salientam que os produtos residuais do intemperismo contêm progressivamente, grande
proporção de cada mineral da rocha de origem em profundidade no perfil. Em virtude
disso, em muitas paisagens em que há alguma erosão na superfície, a quantidade
absoluta de qualquer mineral residual particular pode crescer na parte inferior ou
superior do perfil, mas a variedade desses minerais residuais geralmente decresce na sua
parte superior.
Essa distribuição dos minerais está baseada no fato de que os depósitos residuais
são produtos do intemperismo diferencial e da lixiviação, responsáveis pela remoção de
elementos relativamente mais solúveis do perfil de intemperismo, deixando os
elementos de mais baixa mobilidade (BIRKELAND, 1984; FRIEDRICH et al,1992;
MCFARLANE et a, l 1994; TAYLOR & ENGGLETON, 2001). Desta forma, a
tendência de acumulação ou depleção de uma curva de elementos “imóveis” pode seguir
76
um padrão normal – que seria dada pela sequência normal do intemperismo ou o
inverso ao comportamento esperado ao longo do perfil – em casos onde houve dispersão
lateral do material – considerando que as descontinuidades podem interromper
tendências dentro das curvas de concentração, produzindo variações bruscas em seu
comportamento.
Taylor & Enggleton (2001) destacam que as propriedades mineralógicas e
químicas são comumente utilizadas para determinar a natureza do material de origem do
solo e sedimentos, se ele foi formado in situ, transportado ou misto. Esses autores
explicam que, por exemplo, solos desenvolvidos sobre rochas ígneas ou metamórficas
são geralmente enriquecidos de Fe2O3, Al2O3 e SiO2.
Resende et al (2002) destacam que uma curva de distribuição de espécies
minerais resistentes – ou elementos químicos que os representam -, que se apresente
suave e contínua deve indicar um intemperismo gradativo, enquanto que bruscas
variações devem indicar diferenças no material de origem ou diferentes fases de
deposição, caso o material seja transportado.
Cruz (2006) ressalta essa colocação ao expor que, ao considerar-se uma
acumulação absoluta ou relativa ou depleção de certos elementos tem que se assumir
que há alguns minerais que permanecem inalterados durante o intemperismo. Contudo,
em determinadas condições, elementos como Zr e o Ti, considerados mais inertes
durante o intemperismo, podem se mobilizar.
Associados à composição química dos elementos menos móveis, os minerais
pesados também são utilizados na identificação da gênese do material à medida que
muitos deles tendem a se conservar durante o intemperismo. Assim esses minerais são
utilizados para demonstrar se os solos foram formados de materiais de origem in situ ou
77
uniforme em oposição a um material de origem mista (TAYLOR & ENGGLETON,
2001).
A maioria dos minerais resistentes é mais densa que muitos minerais silicatados
e minerais neoformados. Os minerais pesados por terem alto peso específico tendem a
se concretar como lentes e camadas à medida que eles são erodidos, transportados,
selecionados e depositados. Segundo Friedrich et al (1992) o grau de intemperismo de
minerais pesados geralmente aumenta da parte inferior para a parte superior do perfil in
situ e a mistura de grãos fortemente intemperizados e menos intemperizados de um
mineral pode indicar retrabalhamento e transporte.
Neste contexto, vários trabalhos têm utilizado técnicas geoquímicas para
caracterização de formações superficiais e identificação da gênese de seus materiais,
sobretudo na identificação de materiais transportados com as unidades coluviais, nas
quais elementos considerados geoquimicamente “imóveis” e relações derivadas desses
são largamente utilizados (PEREZ FILHO et al, 1983; WELLS et al, 1990;
FRIEDRICH et al, 1992; LUZ et al, 1992; COSTA et al, 1999; ZAMBELLO, 2001;
COOPER et al, 2002; OLIVEIRA & JIMÉNEZ-RUEDA, 2002; PEREIRA et al, 2003;
TOUNI et al, 2003; BROWN et al, 2004; COSTA et al, 2005; PEREIRA, 2005; CRUZ,
2006; FIGUEIREDO et al, 2006; HORBE et al, 2007 GONÇALVES et al, 2008;
OLIVEIRA et al, 2009.
3.2 O Ambiente Eólico Continental em Climas Tropicais
Depósitos eólicos representam cerca de 6% da cobertura da superfície terrestre,
dos quais 97% ocorrem em grandes mares de areia em zona áridas (PYE e TSOAR
2009). Em média, cerca de 20% de zonas áridas do mundo são cobertos por areia eólica,
embora essa proporção possa variar, de 2% na América do Norte para mais de 30% na
78
Austrália e mais de 45% na Ásia Central (MABBUTT 1977, LANCASTER e
HALLWARD, 1984).
Sedimentos eólicos são materiais sólidos que são mobilizados e posteriormente,
depositados pelo vento, sendo extremamente variados, tanto em forma como na sua
composição (THOMAS, 1989). As partículas podem ser fragmentos de rocha, grãos
minerais, partículas de solo, material biogénico (tais como fragmentos de conchas do
mar). Mesmo em dunas de areia em desertos, que são normalmente compostas de
partículas quase esféricas de quartzo de tamanho uniforme, os sedimentos mostram uma
grande assimetria. Esta variabilidade e consistência trazem várias dificuldades para
quantificar parâmetros granulométricos para fins de modelagem de transporte de areia e,
teoricamente, para a extrapolação de dados empíricos de uma área à outra. Logo,
informações sobre as características do transporte de areias em ambientes costeiros
podem não ser aplicáveis em regiões desérticas continentais. No entanto, o caráter dos
grãos em qualquer local pode fornecer indícios de sua origem e dos processos
envolvidos na sua mobilização.
O termo duna serve para designar acumulações ou depósitos de areia de origem
eólica. Para Tricart (1974) Apud Barreto et.al. (2007), tais depósitos quando
encontrados no continente são uma evidência geomorfológica de clima pretérito mais
seco que o atual, o que pode ser tomado como subsídio para reconstituição
paleoambiental e paleoclimática, pois para que tais depósitos se formem são necessárias
algumas condições propícias, como a taxa de evaporação potencial que deve exceder a
taxa de precipitação, o que caracterizaria o déficit hídrico. Tais características são
comuns em ambientes áridos. A eficácia do vento, tipo de suprimento de areia e
natureza e densidade da cobertura vegetal, para alguns autores determinariam o tipo de
duna a se formar (MELTON, 1940; MCKEE, 1966 E COOPER, 1967).
79
No que diz respeito à formação de dunas, inicialmente deve ocorrer o acúmulo
de areia. Isto ocorre quando a velocidade do vento é reduzida pelo aumento da
rugosidade da superfície, ou por instabilidades primárias no fluxo de ar, assim os grãos
de areia passam a ser transportados pelo processo de saltação (Figura 19). Uma vez
iniciado, o acúmulo de areia dá-se por separação e desaceleração do fluxo de ar no lado
sotavento do corpo crescente. A areia se acumula mais rapidamente do que pode ser
removida e, consequentemente, a duna aumenta em tamanho. A areia erodida do lado
barlavento é depositada no sotavento movendo a duna em direção do vento
predominante. O movimento de uma duna então depende tanto do tipo da duna e seu
tamanho bem como da frequência e da força dos ventos, necessárias para o movimento
da areia.
Figura 19. Modelo de Evolução de uma duna simples. Fonte: Adaptado de Summerfield, 1994.
A forma básica (em corte transversal) de uma duna elaborada por ventos de uma
única direção predominante é assimétrica. Essas dunas têm um barlavento inclinado
suavemente num ângulo típico de 10-15º separadas por uma crista aguda composta por
uma face de deslizamento mais acentuada a sotavento sustentada perto do ângulo limite
de estabilidade de areia seca, compreendido entre 30 e 35º (Figura 20), onde o fluxo de
ar desce até o chão, fazendo com que ocorra maior movimento de areias e deposição em
situação eólica menos ativa. O movimento do ar ascendente forma dunas que crescem
80
verticalmente até uma altura em que o equilíbrio é atingido, além disso, a velocidade do
vento na duna é suficiente para retrabalhar os sedimentos arenosos que a formam a
partir de sua crista de forma rápida, podendo exercer um controle sobre a altura das
dunas.
Figura 20. Componentes básicos do perfil transversal de uma duna com uma orientação única
na face de deslizamento. Fonte: Adaptado de Summerfield (1994).
A forma global das grandes dunas é semelhante em secção transversal ao de
dunas comuns, mas seu detalhamento é muitas vezes complicado devido à presença de
dunas sobrepostas. A formação deste tipo de dunas parece ser mais claramente
relacionada com instabilidades do fluxo de ar primário responsável direto pelo
desenvolvimento do porte da duna. Como o movimento de areia se limita à superfície de
uma duna, a área que diminui em proporção de volume, aumenta em tamanho a duna,
logo se estima que grandes dunas devem-se mover muito mais lentamente do que uma
pequena duna. As dunas ocorrem em uma grande variedade de padrões muito mais
complexos. A extensão e regularidade desses padrões na escala de megadunas só foram
totalmente reconhecidas com o advento de imagens de satélite. Mais de 60% da área
total dos mares de areia da Terra são recobertos por dunas de diferentes formas e
tamanhos. A vasta nomenclatura utilizada na descrição de dunas pode ser simplificada
em um esquema de classificação que reconhece os aspectos mais pertinentes de forma e
81
estrutura e também as relações entre as formas justapostas e sobrepostas (MCKEE,
1979, BREED, 1979).
Uma classificação razoável das formas de dunas pode ser feita com base em
duas características principais, forma geral da duna e sua posição como também da
quantidade das suas faces de deslizamento. As características dessas faces são
importantes, pois fornecem informações sobre a direção dos ventos de formação da
duna. A direção e velocidade do vento, a oferta de areia e a presença de vegetação ou
obstáculos topográficos são os fatores mais importantes que influenciam sua
morfologia. O regime de ventos primários é associado a cada morfologia de duna, as
com uma orientação simples da face de deslizamento estão associadas com ventos
unidirecionais, seus eixos são normalmente orientados ao vento predominante e, por
essa razão, eles são muitas vezes relacionados à formação de dunas transversais. Dunas
com várias faces de deslizamento orientadas em direções diferentes com forma
aproximadamente piramidal e com braços alongados e muitas vezes irregulares têm uma
variedade de nomes, mas serão referidas aqui como dunas estrela. Essas formas são
atribuídas aos fortes ventos soprados de várias direções durante um ciclo anual.
Crescem para cima, em vez de lateralmente. Em alguns desertos, ocorrem em torno
das margens de mares de areia, especialmente perto de barreiras topográficas.
As formas de acumulações de areia são muito complexas, não só por causa da
estrutura, da energia eólica, mas também da natureza do solo, topografia, vegetação e do
tamanho de grãos. Para fins de entendimento será fornecido detalhamento sobre origem
e formas de alguns tipos de dunas referentes à tipologia encontradas na região estudada.
Dunas Parabólicas são dunas individuais, que se formam em ambientes úmidos e
com vegetação ou próximo a fontes de água (PYE e TSOAR 2009). Essa umidade ou
vegetação, quando fixada na parte inferior, retardam o movimento da areia nesse local, e
82
a crista, que se mantém seca ou sem vegetação, avança. Dessa forma, a "cauda" da duna
se posiciona contra o vento. Estas dunas alcançam algumas centenas de metros de
comprimento e, geralmente, se elevam poucos metros acima do nível das bacias de
deflação. As areias que compõem esse tipo de dunas são grossas e marcadamente
bimodais, indicando que as dunas são desenvolvidas pelo retrabalhamento local de
sedimentos mal selecionados dos depósitos do lençol.
Os “Blowouts” formam-se de areia depositada no fim de uma bacia de deflação.
Essa bacia concentra o vento na direção da depressão, fazendo com que a areia migre
em direção ao continente como uma duna. Como a energia nas laterais da bacia é baixa,
a "cauda" da duna migra mais lentamente, propiciando a fixação das laterais e
estabilizando essa porção da duna.
Dentre os tipos de acumulação podem-se destacar dunas do tipo “Nebkha”, ou
“Nabkha”, termo árabe dado a um determinado tipo de duna composta por montes de
sedimentos trazidos pelos ventos e acumuladas em torno de arbustos e fixadas pelos
mesmos, (COOKE et al., 1993, TENGBERG E CHEN, 1998). Estudos indicam que os
sedimentos em nebkhas são geralmente derivados das camadas superiores dos solos
adjacentes e, portanto, só foram transportados a distâncias curtas (GILE, 1975;
MARSTON, 1986; TENGBERG, 1994, 1995B; KHALAF et al, 1995). Nebkhas têm
diferentes formas, tais como triangular ou cúpula, essas formas apresentam suas bordas
em direção ao vento (AL-HURBAN e AL-SULAIMI, 2009).
As dunas nebkhas são elementos dinâmicos que desempenham um papel
importante no sistema ecológico, pois fornecem habitats protegidos e estáveis para a
fauna de pequeno porte em uma paisagem de mudanças constantes (EL-BANA et al,
2002, 2003.; HESP e MCLACHLAN, 2000). São encontradas em planícies e bacias e a
sua formação é por vezes atribuída à degradação da terra e processos de desertificação.
83
Nebkhas foram assim descritas no deserto de Chihuahua no sul do Novo México
(LANGFORD, 2000;. RANGO et al, 2000), na região do Sahel, África (NICKLING e
WOLFE, 1994; TENGBERG e CHEN, 1998), e nas partes semiáridas do norte da China
(WANG et al., 2006). No entanto, Dougill e Thomas (2002), não notaram tal ligação
com os processos de desertificação ao estudar as nebkhas da África do Sul e Botswana.
Logo se faz duas distinções sobre as mesmas, a primeira ligada a processos de perda do
solo, onde as nebkhas formadas em campos planos pela erosão eólica dos solos são
compostas principalmente de silte e argila, com teor de areia inferior a 50% (LINK et
al, 1994.. WANG et al, 2006). A segunda ligação indica outro tipo de nebkhas que são
formadas na área interdunas ou de dunas ativas (HESP e MCLACHLAN, 2000) ou em
dunas vegetadas, como dunas parabólicas ou dunas lineares que são escassamente
cobertas por vegetação.
Os três estágios de desenvolvimento são dados por Tengberg e Chen (1998): em
primeiro lugar, há deposição de areia e um crescimento das nebkhas, em segundo lugar
desenvolve-se um estado de equilíbrio e, finalmente, a duna faz desaparecer o arbusto
no monte de areia.
Para Seifert et. al. (2009), Nebkhas são amplamente interpretadas como formas
de relevo de transição associados a uma diminuição da cobertura vegetal, quer por uso
do solo ou por seca severa (NICKLING e WOLFE, 1994; TENGBERG, 1995;
LANGFORD, 2000; DOUGILL e THOMAS, 2001, 2002; WANG et al, 2006). As
nebkhas mais antigas tem uma altura inferior à relação do diâmetro, o que indica que
são formas instáveis e duram pouco mais do que alguns séculos (TENGBERG e CHEN,
1998).
3.5 A Paleoclimatologia do Quaternário do Nordeste Continental
84
A fim de estabelecer um quadro paleoclimático é fundamental utilizar os dados
contemporâneos como ponto de partida, especialmente em termos de dinâmica
atmosférica e padrões sinóticos em escala regional ou continental, sendo necessária por
vezes a utilização de uma transposição de dados de áreas análogas (GURGEL et. al.,
2013). Esta abordagem institui que mecanismos climato-meteorológicos que conduzem
à ocorrência de eventos extremos contemporâneos podem ajudar a entender como os
processos desencadeadores climáticos poderiam ter trabalhado durante o Pleistoceno
Tardio, especialmente aceitando-se que esses padrões sub-recentes de circulação na
América do Sul tropical foram afetados em intensidade e distribuição espacial desde o
início da UMG (Ultimo Máximo Glacial), em vez de serem inteiramente substituídos
por outros diferentes (BRÄUNING, 2009).
O Semiárido pernambucano é particularmente suscetível a episódios de seca,
esses estão envolvidos e diretamente ligados a mecanismos que inibem a migração da
ZCIT e de outros sistemas de perturbação meteorológicos ao longo da parte norte do
Brasil (PETERSON e HAUG, 2006). Entre as interferências principais neste
movimento, um é amplamente reconhecido por causar o aparecimento de graves secas
no nordeste Brasil: os episódios quentes ENOS, também conhecidos como El Niño
(HAYLOCK et al., 2006). Por conseguinte, existe uma importante interconexão entre El
Niños moderados a fortes no Pacífico tropical sul e seca generalizada no Nordeste do
Brasil (OLIVEIRA et al., 1999). De modo semelhante, a ausência de El Niño ou
condições semelhantes favorece a ocorrência de chuvas acima do normal na área de
estudo. Não surpreendentemente, paleo-ENOS também podem fornecer uma fonte
confiável de dados para interpretar os mecanismos que desencadeiam produção de
sedimento para a região.
85
Os primeiros estudos utilizando padrões sedimentológicos e biológicos como
indicadores paleoclimáticos naturais (proxies) para recriar a história climática do
Pleistoceno tardio do Nordeste do Brasil basearam-se em testemunhos de sedimentos
retirados da plataforma continental da região (DAMUTH e FAIRBRIDGE, 1970). Os
resultados dos estudos apontaram para uma notável semelhança entre as circulações
atmosféricas contemporâneas e as últimas glaciações e penúltima fase interglacial sobre
o Nordeste brasileiro. A combinação de dados sedimentares e biogênicos, juntamente
com a datação por radiocarbono e análise de isótopos de oxigênio, também sugeriu que
a circulação principal das células de perturbações atmosféricas que provocam chuvas,
sendo assim controladores da seca na região, mudou sua posição e intensidade ao longo
do tempo, o que levou a mudanças regionais significativas na cobertura vegetal e
respostas erosivas do relevo continental. Ab'Saber (1979) propôs que durante o início do
período Würm-Wisconsin (13-20 ka) no nordeste brasileiro existiram áreas úmidas
conquanto as condições semiáridas prevaleceram na região de forma semelhante ao
presente.
No entanto, estudos sedimentológicos indicam a ocorrência de períodos secos
durante o Holoceno, 8, 3 e 2 ka BP. Combinando dados de variáveis ambientais Martin
e Suguio (1992) e Martin et al. (1993) têm mostrado que da metade para o final do
Holoceno, a sedimentação ao longo da costa do nordeste e leste do Brasil foi fortemente
influenciada por El-Niños e controlada por eventos extremos, que, embora diferentes na
intensidade de suas contrapartes históricas, ainda possuíam caráter genético semelhante
à distribuição espacial dos eventos modernos. Desta forma, os autores prepararam o
caminho para o uso da climatologia regional e suas teleconexões, no leste da América
do Sul tropical, como modelos interpretativos válidos para entender a erosão de curto
86
prazo e processos de sedimentação, o que acaba por resultar no afeiçoamento dos
modelados de agradação continentais.
3.5.1 Estudos sobre o Quaternário Tardio no Nordeste do Brasil
Muitas alternativas para reconstrução de paleoambiente e paleoclimas veem
sendo utilizadas para interpretação do Quaternário tardio do Nordeste brasileiro. Para
melhor compreender o paleoambiente e propiciar uma visão mais abrangente de seus
aspectos temporais foram consultados trabalhos que possibilitaram construir uma
cronologia para as modificações da paisagem semiárida. Dentre os diversos métodos
empregados na região, a ênfase recai sobre a análise morfoestratigráfica para a
reconstrução da paisagem havendo essa sido aplicada por Barreto (1996), Behling et. al.
(2000), Corrêa (2001), Ferreira (2010), Galvão (2012), Melo (2008), Missura (2013),
Mutzenberg (2007, 2010), Santos (2007), Silva (2007; 2013).
Barreto (1996) estudando o sistema de dunas fixadas no médio São Francisco,
noroeste da Bahia, constituído por uma espessa e extensa acumulação eólica, e
sedimentos fornecidos pelo Rio São Francisco, transportados por ventos de
Sudeste/Leste representa importante indícios de mudança climática na região, onde as
idades obtidas pelo método da termoluminescência indicam uma intensa atividade
eólica de 28.000A.P (Antes do Presente) a 900A. P.
Neste intervalo, ou seja, do Pleistoceno Superior até o presente, três fases de
reativação das dunas foram reconhecidas, entre 28.000 A.P a 10.500 A.P; entre
9.000A.P a 4.000A.P e entre 4.000A.P a 900A. P. Notou-se um hiato entre 10.500A.P a
9.000A.P, a ausência de idades neste período, segundo a autora, pode implicar em uma
fase sem atividade eólica, correspondendo também com o término do ultimo episódio
glacial de reconhecida importância no hemisfério Norte, o que para o hemisfério Sul
corresponderia a uma melhoria climática generalizada, caracterizada principalmente
87
pelo aumento da umidade. Após analisar um registro de turfeira em uma área próxima à
área estudada por Barreto (Op.cit.), Oliveira (1999) conseguiu indicar a ocorrência de
sete mudanças na vegetação ao longo dos últimos 11.000A.P, sendo o final do
Pleistoceno e inicio do Holoceno (10.500A.P a 8.910A.P) marcado por condições
climáticas mais úmidas intermediadas por temperaturas ora mais rebaixadas ora mais
elevadas, favorecendo a expansão de uma floresta tropical. De 8.910A.P a 4.535 A.P,
apresenta um mosaico de vegetação composta por cerrado, caatinga e matas de galeria,
sendo este um indicativo de intercalações entre períodos de semiaridez e climas mais
úmidos. A partir de 4.535A.P surge o semiárido com sua vegetação atual de caatinga.
Corrêa (2001) tratou da história ambiental do semiárido nordestino na área do
Maciço da Baixa Verde, próximo a cidade de Triunfo-PE. A partir do estudo de
depósitos de encostas (colúvio) sob a forma de rampas e aventais, constatou uma
história episódica no limiar Pleistoceno/Holoceno. As idades obtidas permitiram
concluir que a idade obtida de 20.000 A.P. refere-se à ocorrência de um breve episódio
de reumidificação, também constatado por Behling et. al. (2002) e posteriormente um
adensamento e estabilização de nova cobertura vegetal pós “máximo” da umidificação
no Holoceno Médio. Entre 10.000A.P e 8.500A.P, no limiar Pleistoceno/Holoceno a
paisagem foi marcada por uma remobilização maciça das coberturas rudáceas,
decorrentes dos períodos de maior aridez do Ultimo Máximo Glacial – UMG, para os
eixos de drenagem das encostas. De 7.500A.P a 4.500A.P durante o Holoceno Médio,
com o máximo da umidificação e antes da recuperação e estabelecimento da nova
cobertura vegetal, os regolitos foram intensamente remobilizados, gerando diversas
ocorrências de coluvionamento.
Analisando uma cobertura maciça rudácea encontrada entre o eixo de drenagem
e da encosta na região Sudeste do Brasil, Behling et al. (2002), definiram que houve um
88
período de muita aridez até o limiar do Pleistoceno/Holoceno, com evento rápido de
reumidificação, datado em aproximadamente 20.000A.P. Já no Holoceno médio, o
clima se encontrava no seu máximo de umidade, pois resultados obtidos por Corrêa
(2001) apontavam para uma quantidade grande de regolitos intensamente
remobilizados, coluvionamentos desencadeados por fluxos de detritos, além da presença
de ferruginização dos depósitos, ocasionados pelo aumento do nível da água nas
encostas.
A análise morfoestratigrafica realizada por Silva (2007) para os depósitos de
tanque em Fazenda Nova-PE encontrou um horizonte com concentração de carbonato
de cálcio, evidenciando um período de maior aridez no semiárido nordestino, datado em
19.400 A.P. A presença de nódulos de ferro sobrepostos ao cimento carbonático,
demonstra que um período úmido que se sucedeu à fase mais seca.
Melo (2008), trabalhando no Município de Brejo da Madre de Deus - PE,
também encontrou uma idade de 20.000A.P na unidade coluvial superior, referente à
amostra Taboca. A deposição desta unidade coincide com o inicio do UMG (Ultimo
Máximo Glacial), onde os padrões de precipitação globais variaram por cinturão de
latitude. Estas evidências corroboram a hipótese da ocorrência de chuvas torrenciais
isoladas durante o UMG para o Nordeste do Brasil, como bem marcado por Corrêa
(2001) para a Serra da Baixa Verde, Mutzenberg (2007) para o vale do Rio Carnaúba,
RN, Santos (2007) e Mutzenberg (2010) para Serra da Capivara, PI, e Silva (2007,
2013) para os depósitos de Tanque em Fazenda Nova e Afrânio, PE.
Em um estudo que revelou a existência de depósitos flúvio-lacustres, os
primeiros identificados na área do semiárido pernambucano, com gênese relacionada à
89
dinâmica climática do Último Máximo Glacial, período normalmente referenciado pela
literatura regional/nacional como genericamente mais seco para o Nordeste continental,
Galvão (2012) e Missura (2013) ao fazerem uma análise morfoestratigrafica dos
depósitos sedimentares neogênicos (pleistocênicos e holocênicos) na Lagoa do Puíu, no
Município de Ibimirim, Pernambuco, identificaram três episódios de flutuação climática
geradores de eventos erosivos/deposicionais. As idades obtidas para os níveis
estratigráficos datáveis atestaram uma dinâmica episódica de remoção dos incipientes
mantos de alteração da área, com pulsos bem marcados, atestando que as encostas
imediatamente no entorno da Lagoa do Puiu, e a lagoa em si, funcionaram como área de
estocagem de sedimento durante episódios torrenciais de maior energia, controlados
pelas mudanças climáticas regionais ocorridas desde o Pleistoceno médio.
Na área da Lagoa do Puiu, amostras apresentando idades de 29.400 a 26.200AP
marcam o início do UMG por meio da deposição de um leque coluvial na base da
escarpa da falha do Pioré, sendo o material de origem originário do intemperismo da
Formação Tacaratú do Siluro-Devoniano. O ápice do UMG, também é marcado por
uma deposição em leque coluvial, de composição arenosa, cujo material de origem
possivelmente é originário do intemperismo da mesma Formação, apresentando idades
de 19.900 a 17.500A.P. Sedimentos com estrutura laminada e estratificação plano-
paralela, atualmente dissecados pela rede de drenagem evidenciam um nível lacustre
elevado em pelo menos cinco metros em relação ao atual. Na transição Pleistoceno-
Holoceno 9.400A.P e no início do Holoceno superior, após o ótimo climático, a
4.100A.P, ocorreu uma deposição em lençol com acumulo de vários pacotes coluviais
sobrepostos, provavelmente relacionados a fluxos de lama que recobriram parte dos
sedimentos depositados no ápice do UMG.
90
4. MÉTODOS E TÉCNICAS
4.1 Bases cartográficas
Um SIG – Sistema de Informações Geográficas, foi elaborado utilizando dados
do Modelo Digital de Elevação (MDE) e suas derivações locais básicas do projeto
TOPODATA – Banco de Dados Geomorfométricos do Brasil, com resolução espacial
de 30m, elaborados a partir dos dados de radar da missão Shuttle Radar Topography
Mission – SRTM.
Para esquematização dos mapas geológicos e pedológico respectivamente
utilizou-se a base de dados disponibilizada pelo Serviço Geológico do Brasil - CPRM
(2005) e o ZAPE – Zoneamento Agroecológico de Pernambuco (2001).
O tratamento digital das imagens assim como dos arquivos obtido foi realizado
com a ajuda do Software ArcGis 9.3 (Licença do Laboratório de Geomorfologia do
Quaternário - UFPE).
4.1 1 Mapeamento Geomorfológico e análise Morfoestrutural
A análise morfoestrutural foi baseada em imagens SRTM e cartas topográficas, de
acordo com a proposta de Liu (1994), para posterior caracterização e mapeamento
morfoestrutural e geomorfológico em escala de detalhe (DEMEK e ENBLETON,
1972), e a do manual técnico de Geomorfologia (NUNES, 1995 e 2009). Os
cartogramas e modelos evolutivos do relevo finais foram enriquecidos pela modelagem
tridimensional. Para tanto foram também utilizados os programas Surfer 8, ArcGis 9.3,
MicroDem 10.1 do Laboratório de Geomorfologia do Quaternário da UFPE.
Estas metodologias favorecem o uso de quatro elementos para o entendimento
das peculiaridades geomórficas da área: morfometria, morfologia, gênese e cronologia
relativa. O detalhamento do mapeamento geomorfológico permite uma visualização
91
individual das morfologias denudacionais e seus respectivos condicionantes
morfoestruturais.
Demek (1972), no entanto, alerta que não se deve tomar o mapeamento como
um documento isento de falhas, isto seria desconsiderar os limites do próprio método de
aquisição de dados em campo e gabinete. Procura-se, no entanto elaborar uma
representação que aponte em linhas gerais as subordinações entre a forma, suas
dimensões, materiais formadores e processos vigentes e pretéritos.
A análise morfotectônica baseou-se na identificação de anomalias
geomorfológicas. Estas feições foram sugeridas primeiramente por Goy et al. (1991) e
indicam a ocorrência de atividade neotectônica. Também foram analisadas feições
associadas à falhamentos como facetas triangulares e trapezoidais (WALLACE, 1978),
Shutter Ridges (COTTON, 1948), escarpas (STEWART & HANCOCK, 1990 E 1991),
capturas de drenagem (BIANCOTTI, 1979), depósitos superficiais deformados
(VERSTAPPEN, 1983), anfiteatros de erosão, cristas, vales assimétricos e vales
lineares.
4.1.2 Identificação e distribuição das formações superficiais e relação com a
topografia
A análise morfoestratigráfica tem como principal objetivo fazer um diagnóstico
da evolução do relevo com base nos materiais que estruturam as formas. Esse tipo de
abordagem foi utilizado por Moura & Meis (1988), Mello et al. (1991 e 1995) e por
Camargo Filho & Bigarella (1998) nos setores planálticos do Sul e Sudeste do Brasil,
buscando associar as formas do relevo com as formações superficiais que as estruturam.
As unidades deposicionais e perfis de alteração in situ passam a integrar a estrutura
superficial da paisagem e, não somente, os arcabouços litológicos constituintes dos
diversos embasamentos regionais. Porém, a morfogênese de tais depósitos torna-se o
92
alicerce dessa metodologia baseada na análise de suas características sedimentológicas,
já que, os processos e modelos que aglutinam a história erosiva de uma paisagem
formam o arcabouço da leitura de sua evolução (MISSURA, 2006).
Desse modo a abordagem morfoestratigráfica aliada ao mapeamento
geomorfológico de detalhe busca identificar um corpo litológico primordialmente pela
sua feição superficial, que pode ser diferenciada ou não das unidades que lhe são
contíguas, e transgredir limites temporais ao longo ao longo de sua extensão (FRYE &
WILMAN, 1962).
De acordo com esta metodologia, as unidades deposicionais e coberturas
superficiais diversas mantêm uma relação estreita com a morfologia superficial
contemporânea. A importância deste enfoque se dá pelo seu caráter enfaticamente
morfogenético, uma vez que cada unidade morfoestratigráfica está alicerçada sobre
materiais que resgatam a história erosiva/deposicional da área. Esta metodologia, como
foi dito anteriormente na revisão da literatura, se baseia na individualização de corpos
sedimentares estratiformes, mapeáveis, definidos pelo conhecimento das
descontinuidades limitantes (unidades aloestratigráficas), conforme Suguio (2001).
Compreende então, uma abordagem dos depósitos sob a ótica do evento deposicional,
ou seja, uma estratigrafia de eventos, a partir da recorrência de eventos formativos de
determinada magnitude e origem (DUARTE, 2007).
4.2 Morfometria
A análise morfométrica da bacia de drenagem vem se destacando recentemente
como de grande contribuição na compreensão da evolução do relevo. No que se referem
à importância da morfometria, autores como Horton (1945), Strahler (1952), Hack
(1957; 1960; 1973), Christofoletti (1969; 1970; 1978; 1980; 1981) entre outros,
ofereceram importantes contribuição com o pioneirismo de seus estudos.
93
4.2.1 “Índice de Hack” ou Relação Declividade-Extensão (RDE)
A proposta de Hack (1973) determina se um rio estaria em equilíbrio
geomorfológico ou não a partir de uma relação entre a declividade deste rio e sua
extensão. Esta relação foi denominada por Hack (1973) de Stream Lenght-Gradient
Index (SL Index). No Brasil ela é também conhecida como Relação Declividade-
Extensão (RDE) (ETCHEBEHERE et al, 2006). Este índice serve como um elemento
básico e de fácil aplicação na determinação de anomalias nos cursos d’água. A
utilização desse índice permite detectar, no perfil longitudinal de um rio, alterações no
seu curso, uma vez que relaciona a declividade do canal com a extensão do respectivo
trecho, fornecendo assim um parâmetro quantitativo para comparação de trechos
fluviais de diferentes magnitudes (MARTINEZ, 2005).
Os trabalhos de Etchebehere (1999; 2000), Etchebehere e Saad (1999),
Etchebehere et al (2004; 2006) e Martinez (2005) são de grande contribuição
metodológica para a aplicação deste índice em áreas de margem passiva e intra-placa,
uma vez que este índice é prioritariamente empregado em áreas de margem tectônica
ativa onde o objetivo é verificar como as forças de dobramento orogenético, ou até
mesmo epirogenético, atuam de maneira a deformar o perfil do rio, o qual busca se
reorganizar para manter um perfil de equilíbrio. A aplicação deste índice então permite
verificar os pontos do rio onde o equilíbrio ainda não foi atingido (TROIANI & DELLA
SETA 2007).
Segundo a proposição original, a aplicação deste índice permite a identificação
de setores processualmente “anômalos” ao longo do curso do rio, sendo os valores do
índice maiores ou menores quando da passagem do rio por uma litologia ou estrutura
mais ou menos resistente. No caso da ocorrência de um mesmo tipo litológico a
94
anomalia geralmente recai sobre uma zona de movimentação tectônica pós-implantação
da drenagem contemporânea.
Em áreas de margem passiva este método tem sido utilizado para corroborar
pesquisas nas áreas de erosão diferencial, controle litológico e estrutural, além de ser
uma ferramenta importante na identificação de deformações neotectônicas ao longo do
curso dos rios (ETCHEBEHERE et al, 2006; MISSURA, 2005; LIMA, 2009).
A utilização deste índice permite identificar, ao longo do perfil longitudinal de um
rio, alterações em seu curso, uma vez que relaciona a declividade do canal fluvial com a
extensão do referido trecho. Partindo desta premissa, o índice declividade-extensão por
trecho é calculado através da seguinte fórmula:
RDEtrecho = (ΔH/ΔL).L (2)
Onde ΔH é a diferença altimétrica entre os dois pontos selecionados do curso
d’água; ΔL corresponde à extensão do trecho analisado; e L é a extensão total do canal da
nascente até o ponto final para onde o índice RDE está sendo calculado. Esta relação pode
ser visualizada na figura abaixo:
Figura 21 - Esquema de Hack (1973) utilizado para o calculo do índice RDE. Modificado por
Etchebehere (2000).
Também é possível o cálculo do índice RDE (Formula) de um canal fluvial em
sua totalidade. Para isso, considera-se a diferença altimétrica entre a cota superior e
inferior do canal, ou seja, a diferença altimétrica da cota da cabeceira e da cota da foz
do canal (em metros) e o logaritmo natural da extensão total do curso de água.
95
RDEtotal= ΔH/lnL (3)
No que se refere às anomalias de drenagem propriamente ditas, Seeber e Gornitz
(1983) consideram como anômalos os índices de RDEtrecho que divididos pelo índice
RDEtotal obtiverem valores acima de 2 (dois).
Tais anomalias dividem-se em duas categorias, ou seja, anomalias de 2ª ordem são
as que a divisão dos índices obtenha resultados entre os limiares 2(dois) a 10 (dez), e as
anomalias de 1ª ordem são as que este resultado é igual ou superior a 10 (dez). Esta
classificação é traduzida como sendo as anomalias de primeira ordem encontradas em locais
muito íngremes, as anomalias de 2ª ordem encontradas em locais íngremes e quando o
índice calculado é menor que 2 (dois) os trechos são pouco íngremes, configurados como
gradiente ideal.
4.2.2 Perfil longitudinal de um Rio
Entende-se como perfil longitudinal de um rio a curva obtida através de dados
plotados em gráficos de coordenadas cartesianas onde as coordenadas correspondem à
altitude (H) contra a distância da jusante (L) expressa pela equação:
H=f(L) (1)
No qual a tangente expressa o gradiente do canal do trecho estudado (MARTINEZ,
2005). Por meio deste perfil aplicado a um curso fluvial pode-se inferir também o
comportamento deste gradiente ao longo do canal fluvial, da cabeceira à foz
(CHRISTOFOLETTI, 1980).
Conforme enfatizado por McKeown et. al. (1988), o perfil longitudinal de um curso
fluvial em equilíbrio (graded) apresenta a típica forma côncava; qualquer alteração no perfil
leva a corrente a se ajustar na busca de um novo equilíbrio, seja por erosão de seu próprio
leito, seja gerando agradação. Tomando esta assertiva como válida, trechos de drenagem
96
fora de equilíbrio podem ser indicativos de atividade tectônica recente (ETCHEBEHERE
et. al., 2004).
4.3 TRABALHO DE CAMPO
Foram realizados três trabalhos de campo (Tabela 2) com intuito de
reconhecimento e coleta de material para a realização de Análises Sedimentológicas
(Granulometria e Morfoscopia) Análise Geoquímica por Espectrometria de
Fluorescência de Raios-X (FRX) e Análise Geocronologica (datação) Por LOE
protocolo SAR
Tabela 2. Data e objetivo dos trabalhos de campo realizados
Data Objetivo
07/07/2010 Reconhecimento/coleta
08/11/2011 Coleta
13/10/2012 Coleta
No total foram coletados 24 tubos para datação por LOE e 26 amostras para
sedimentologia e analise geoquímica
4.3.1 Coleta de Amostras
Primeiramente foi feita a identificação em campo das áreas potenciais para a
coleta das amostras. Nas áreas escolhidas foram cavadas pequenas trincheiras, ou
aproveitados barrancos (neste caso foi realizada a limpeza do perfil) com o intuito de
fazer análise de perfis estratigráficos e das propriedades sedimentológicas, ressaltando
que cada ponto de coleta foi georreferenciado pelo GPS Garmim 60CXS.
As amostras pra análise das propriedades sedimentológicas foram coletadas em
sacos plásticos, com cerca de 1 kg de amostra, para fazer a posteriori, a análises em
laboratório.
97
Para a datação dos sedimentos, foram feitas coletas em tubos de PVC de cor
preta, com 55 cm de comprimento e 5 cm de diâmetro. Os tubos foram introduzidos no
sedimento evitando ao máximo a exposição à luz solar, sendo estes fechados com
tampões pretos de plástico bem ajustado. As amostras para datação foram coletadas no
mesmo nível do perfil que as amostras coletadas para análise sedimentológica, para
permitir uma correlação cronoestratigráfica adequada com os sedimentos estudados.
4. 4 TRABALHO DE LABORATÓRIO
As amostras de sedimentos foram coletadas nos perfis estratigráficos, para a
realização, em laboratório das análises sedimentológicas. Os procedimentos de
morfoscopia e granulometria foram realizados nas dependências do Laboratório de
Geomorfologia do Quaternário no Departamento de Ciências Geográficas, Universidade
Federal de Pernambuco.
Os sedimentos foram datados no Laboratório do Grupo de Dosimetria e
Instrumentação Nuclear da UFPE no Departamento de Energia Nuclear da UFPE. O
Método utilizado para a datação foi o de Luminescência Opticamente Estimulada
(LOE), o protocolo utilizado SAR, ou seja, o método de doses regenerativas utilizando
uma única alíquota.
4.4.1 Análises Sedimentológicas
Estas análises objetivaram a caracterização qualitativa e quantitativa dos
sedimentos, bem como se constituíram em uma etapa para a preparação das amostras
para as análises granulométricas e morfoscópica.
4. 4.2 Granulometria
A granulometria procura estabelecer o tamanho das partículas em sedimentos
detríticos, este é um parâmetro textural primordial para a análise das propriedades
98
físicas dos sedimentos. Esta propriedade é empregada na classificação dos sedimentos
detríticos em rudáceos, arenáceos e lutáceos (SUGUIO, 2003).
Segundo Suguio (2003), há quatro razões principais no qual as análises
granulométricas são importantes para a interpretação dos sedimentos detríticos:
1. A granulometria fornece as bases para uma descrição mais precisa dos
sedimentos;
2. A distribuição granulométrica pode ser característica de sedimentos de
determinados ambientes deposicionais;
3. O estudo detalhado da granulometria pode fornecer informação sobre os
processos físicos, como os hidrodinâmicos, atuantes durante a deposição;
4. A distribuição granulométrica está relacionada a outras propriedades, como a
porosidade e a permeabilidade, cujas modificações podem ser estimadas com base nas
características granulométricas.
Nesse sentido a análise granulométrica foi realizada através da obtenção de
dados numéricos por meio da metodologia de Gale & Hoare (1991). As amostras foram
quarteadas em quarteador tipo Jones, com a finalidade de obtenção da amostra final
representativa com cerca de 100 gramas. Cada amostra foi submetida ao processo de
lavagem de finos (silte + argila) em solução de hexametafosfato de sódio, sendo, em
seguida, levadas à estufa para secagem. Posteriormente, as amostras foram novamente
pesadas e peneiradas em jogo de peneiras com intervalos sucessivos de 1phi (ϕ) para a
determinação de areia muito fina, areia fina, areia, areia media, areia grossa e cascalho.
Após esses procedimentos, os valores obtidos em gramas para cada fração
granulométrica foram submetidos a tratamentos seguindo os parâmetros estatísticos de
Folk & Ward (1957), tendo sido calculado o diâmetro médio, o grau de seleção, o grau
99
de assimetria e curtose (Tabelas 3, 4 e 5). Para a classificação dos sedimentos foi usado
o diagrama de Shepard, Pejrup e Folk, utilizando o programa Sysgran 3.0.
Tabela 3. Escala quantitativa de Folk & Ward (1957) para descrição do grau de seleção.
Grau de Seleção Valor
Muito bem selecionado ˂ 0,35
Bem selecionado 0,35 a 0,50
Moderadamente selecionado 0,50 a 1,00
Pobremente Selecionado 1,00 a 2,00
Muito pobremente selecionado 2,00 a 4,00
Extremamente mal selecionado ˃4,00
Tabela 4. Escala quantitativa de Folk & Ward (1957) para descrição do grau de assimetria.
Assimetria Valor
Assimetria muito negativa - 1,00 a - 0,30
Assimetria negativa - 0,30 a - 0,10
Aproximadamente simétrica - 0,10 a 0,10
Assimetria positiva 0,10 a 0,30
Assimetria muito positiva 0,30 a 1,00
Tabela 5. Escala quantitativa de Folk & Ward (1957) para classificação dos valores curtose.
Curtose Valor
Muito platicúrtica ˂ 0,67
Platicúrtica 0,67 a 0,90
Mesocúrtica 0,90 a 1,11
Leptocúrtica 1,11 a 1,50
Muito leptocúrtica 1,50 a 3,00
Com os resultados dos parâmetros de Folk & Ward (1957). Este autor idealizou
um diagrama que fornece as características ambientais da deposição, quanto à energia e
à viscosidade, para os grupos de amostras provenientes de diferentes perfis. Sahu
100
(1964), através da junção dos parâmetros de diâmetro médio, desvio padrão e curtose de
Folk & Ward (1957), produziu um gráfico empírico, onde estão dispostas linhas que
separam os diversos ambientes de sedimentação, indicando aumento de fluidez e
energia do meio de deposição.
Este autor fez o uso de dados granulométricos de amostras de sedimentos atuais
e análises discriminatórias de multivariáveis. Assim foi feito a combinação para os
parâmetros de diâmetro médio, desvio padrão e curtose, tendo encontrado a melhor
discriminação entre os ambientes e os diversos processos deposicionais através da
seguinte fórmula, plotada em forma bi-logarítmica, lançando a primeira na ordenada e o
segundo na abscissa.
(σl2) ½ .
S(Kg) /
S(Kg).
S σl2 ......... (2)
Onde, (σl2) ½ = média da variância de um conjunto n de amostras sendo n ≥ 2;
S(Kg) = desvio padrão dos valores de curtose desse mesmo conjunto de amostras;
S(Kg)
= desvio padrão dos valores de diâmetro médio deste mesmo conjunto de amostras; S
σl2= desvio padrão dos valores de variância deste mesmo conjunto de amostras (SILVA,
2007).
4. 4.3 Morfoscopia
O estudo de partículas consiste basicamente na observação dos seguintes
parâmetros:
a) Forma dos grãos - A forma dos grãos é geralmente expressa em termos
geométricos. As formas mais comuns são: prismáticas, esféricas, tabulares, lamelares e
elipsoidais.
101
b) Arredondamento - O arredondamento significa a agudeza dos ângulos e
arestas de um fragmento ou partícula clástica. O arredondamento é geralmente expresso
como angular, subangular, subarredondado e arredondado.
c) Esfericidade - A esfericidade significa a relação entre a forma de um grão e a
esfera circunscrita a esse grão.
Assim o método visual é baseado na comparação entre a projeção máxima do
contorno da partícula e um conjunto de imagens cujo arredondamento (Figura 20) foi
previamente calculado de acordo com o procedimento descrito por Tucker (1996). A
metodologia aplicada consistiu inicialmente na separação de 100g de amostra, a qual
parte foi submetida à lavagem numa solução de água corrente. Após a secagem a
amostra foi analisada em lupa binocular Tecnival (com aumento de 4x e 2x) onde foram
separados para cada amostra 100 grãos na fração 0,250mm sendo observados os
parâmetros: forma, arredondamento, esfericidade, brilho e identificada a sua
composição mineralógica. Visando tornar o grau de arredondamento avaliado mais
objetivo, foram definidas as categorias (Figura 22): Muito angular (0,5); angular (1,5),
subangular (2,5), subarredondado (3,5); arredondado (4,5); e bem arredondado (5,5) e
para o grau de esfericidade foram definidas as seguintes categorias: esfericidade alta
(0,5 a 4,5); esfericidade média (- 2,5) e baixa esfericidade (- 0,5).
102
Figura 22. Diagrama representa os diferentes graus de arredondamento e esfericidade. (Fonte:
Adaptado de Power, 1982 apud Tucker, 1995).
4. 4.4 A datação por Luminescência Opticamente Estimulada - LOE
O método por LOE explora a luminescência como uma propriedade física que é
inerente aos sólidos cristalinos (minerais) encontrados nos próprios depósitos. Para fins
de datação estes minerais são o quartzo e o feldspato. A abrangência temporal do
método vai de ~100 Ap. até 1Ma, dependendo dos níveis de saturação do material
analisado (AITKEN, 1998 e Wagner, 1998). Assim, o método da LOE é utilizado nos
depósitos sedimentares do Quaternário, podendo identificar mecanismos diversos de
deposição, desde eventos climáticos de grande magnitude a eventos tectônicos que
afetem a rede de drenagem e seus sedimentos (inversões e capturas por soerguimento de
cabaceiras).
O método de datação por Luminescência Opticamente Estimulada (LOE) é
baseado numa gama de técnicas alicerçadas no acúmulo de cargas radioativas
produzidas por uma população de elétrons aprisionados em minerais cristalinos. A
103
técnica pode estabelecer potencialmente a última exposição dos sedimentos à luz do sol
(SILVA, 2007).
Este método foi desenvolvido mais significativamente no começo da década de
1980 e teve sua aplicabilidade ampliada a partir das contribuições de Huntley et al.,
(1985; 1988; apud Corrêa, 2001). A descoberta mais significativa da técnica de datação
por LOE foi, a possibilidade de medir o sinal de luminescência diretamente relacionado
a uma carga de uma população de elétrons aprisionada no cristal, mediante estímulo
luminoso, assim definindo o próprio método por LOE (SILVA, 2007).
A energia empregada para a liberação dos elétrons é proveniente da luz solar,
antes desses minerais serem recobertos por um novo evento deposicional, podendo a
partir desse fato, estabelecer o período de tempo que perdurou desde que a população
aprisionada de elétrons foi liberada pela última vez. Esta liberação que produz um
decaimento radioativo pode ser medida através de sinais luminosos.
Depois de soterrados, os elétrons retornam ao seu estado de base a partir de
atrações de carga negativa dentro da unidade do cristal, desse modo à população de
elétrons é novamente aprisionada. Através da incidência de mais sinais luminosos é
possível saber o quanto de elétrons já foi aprisionado e estimar o período de última
estabilização. O método aplicado para medir o comprimento de cada onda para os
sedimentos foi o LEIF – Luminescência do infravermelho, para o feldspato potássico.
A liberação desses elétrons aprisionados por estímulo luminoso reduz o sinal de
LOE a zero. Quando os grãos são soterrados e permanecem fora do alcance da luz solar,
os elétrons começam a ser aprisionados novamente, ocorrendo um acúmulo de energia
por efeito da radiação ionizante emitida decorrente do decaimento de radioisótopos
contidos no próprio depósito (MELLO, 2008).
104
Uma parte desta radioatividade natural originou-se dentro dos próprios grãos de
quartzo e feldspato (radiação beta), mas a dose de radiação é oriunda, principalmente do
depósito em si (radiação gama). Se o fluxo de radiação ionizante for constante, então o
tempo de soterramento pode ser determinado pela medição da dose armazenada nos
grãos, dividido pelo fluxo da radiação ionizante ambiental (dose ambiental). Sendo a
fórmula para a sua medição expressada pela seguinte maneira:
Idade = Paleodose / Dose Ambiental ......... (3)
Onde a paleodose também é conhecida como dose equivalente (ED), e
corresponde à radiação ionizante de decaimento dos isótopos de urânio, tório e potássio,
havendo também uma contribuição menor de radiação cósmica, a qual o material esteve
exposto desde a sua exposição. A dose ambiental corresponde à taxa com que a amostra
foi exposta à radiação ionizante, e, portanto à taxa pela qual a população de elétrons foi
acumulada. Se o intervalo de tempo considerado for igual há um ano, refere-se a esta
taxa como “Dose anual”, sendo calculado a partir do equilíbrio radioativo do composto
urânio e tório, através da conversão de fatores que fornecem a dose de radiação para
uma matriz quase infinita por unidade de concentração, onde a contribuição dos raios
cósmicos é estimada de acordo com a profundidade do material, altitude e latitude da
área amostrada. O cálculo dessa dose anual é mais complexo, em virtude de fatores
externos como o intemperismo químico, de maneira, que a sua fórmula final pode ser
expressa da seguinte forma:
Da = 0,92 (Dβ) / 1 + 1,25 H2O + Dx / 1 + 1,14 H2O + Dc + Dβi ......... (4)
Onde, Da (dose anual); Dβ (dose de radiação beta); Dc (dose de radiação
cósmica); Dβi (dose de radiação beta interna oriunda do K40
para as amostras e K –
feldspato e H2O (teor de água da amostra, expresso de 0 a 1).
105
Em algumas situações a LOE apresenta algumas limitações de uso como em
circunstâncias nas quais os sedimentos não foram suficientemente expostos à luz solar
antes da deposição. Neste caso se superestima o tempo decorrido desde o último
soterramento; portanto, deve-se inicialmente estabelecer a partir de diversos pré-testes, a
viabilidade da datação.
A viabilidade da datação é avaliada segundo Clarke et al. (1999), nos
sedimentos que sofreram um “zeramento’’ adequado do sinal de luminescência durante
o transporte, e exibirão uma dose acumulada de radiação similar, desde que o material
tenha uma sensitividade homogênea, à radiação ambiental ionizante. Daí a necessidade
de verificar a consistência mineralógica do material a ser datado.
A partir de todas essas observações, o mecanismo de datação por LOE é o mais
eficaz dentre os métodos de datação que usam a luminescência. Rendell et al. (1996)
demonstram a eficácia de esvaziamento do sinal de luminescência óptica do quartzo e
do feldspato. Após uma exposição de três horas de luz, a uma profundidade de 12
metros sob a água, apesar de o espectro solar ser substancialmente atenuado a esta
profundidade. Confirmando desta forma a melhor adequação do método LOE para a
datação de sedimentos de encostas e fluviais, depositados em condições sub-aquosas
(MELLO, 2008).
4. 4.5 Assinatura Geoquímica dos sedimentos
Amostras de solos/sedimentos foram coletadas de vários transectos verticais. Em
cada nível estratigráfico amostrado para a datação por LOE foi retirada uma quantidade
de material equivalente para realização das análises sedimentológicas, (física e
química). A coleta de amostras para assinatura geoquímica por Fluorescência de Raios-
X seguiu a proposta de Cruz (2006), que tem por base a descrição dos perfis
106
deposicionais, sendo coletadas amostras para cada horizonte de solo, a cada
diferenciação de cor e/ou textura presentes num mesmo horizonte, assim como das
linhas de pedras, se existirem.
Existem vários métodos de se obter a assinatura geoquímica dos solos e
sedimentos com o intuito de diferenciá-los estratigraficamente, assim como definir a
provável origem dos materiais depositados através dos elementos maiores e elementos
traço. Contudo, não são todas as metodologias aqui abordadas que são capazes de
detectar os elementos maiores e os elementos traço. A tabela 6 demonstra o resumo dos
principais métodos com suas vantagens e desvantagens na detecção da assinatura
geoquímica dos sedimentos.
Tabela 6. Principais técnicas analíticas da assinatura geoquímica de sedimentos, AAS - Atomic
Absorption Spectrometry; HG-AAS - Hydride Generation AAS; GF-AAS - Graphite Furnace
AAS; INAA - Instrumental Neutron Activation Analysis; XRF – X-Ray Fluorescence.
TÉCNICAS VANTAGENS DESVANTAGENS
AAS
HG-AAS
GF-AAS
Fácil calibração;
Livre de interferentes – exceto para GF-AAS;
Boa precisão.
Faixa linear restrita;
Necessidade de abertura da amostra;
Técnica monoelementar.
INAA Técnica multielementar;
Espectro mais simples que XRF e ICP-OES;
Reações nucleares conhecidas;
Análise de amostras sólidas.
Necessidade de reator nuclear;
Interferências espectrais;
Correção de produtos por fissão;
Lentidão analítica
XRF
Excelente precisão;
Análise rápida;
Técnica Multielementar;
Análise de amostras sólidas
Efeito Matriz;
Difícil calibração;
Interferências espectrais
Fonte: Adaptade Zambello, 2001.
4.4.5.1 Espectrometria de Fluorescência de Raios-X (FRX)
107
Os sedimentos foram analisados pelo método da Fluorescência de Raios-X (XRF
– X-Ray Fluorescence), pois é a técnica mais indicada para amostras sólidas (Tabela 6).
Trata-se de uma técnica analítica multielementar e não destrutiva usada para obter
informações qualitativas e quantitativas da composição elementar das amostras. Essa
metodologia está baseada na produção e detecção de raios-x característicos emitidos
pelos elementos constituintes da amostra quando irradiada por elétrons, prótons, raios-x
ou gama com energias apropriadas. A XRF divide-se em duas variantes analíticas
distintas: a baseada na dispersão por comprimento de onda (WDXRF – Wavelength
Dispersive X-Ray Fluorescence) existente em mais de 15.000 laboratórios no mundo; e
a baseada em dispersão por energia (EDXRF – Energy Dispersive X-Ray Fluorescence),
em 3.000 laboratórios (Zambello, 2001).
As vantagens do Total reflection X-ray Fluorescence – TXRF em relação
ao EDXRF no interesse desse trabalho é que o TXRF pode ser utilizado em amostras
líquidas (da ordem de microlitros) e sólidas (da ordem de miligramas), não ocorrem os
efeitos de absorção e reforço, e, portanto, não há necessidade de correção do efeito
matriz (SIMABUCO & NASCIMENTO FILHO, 1994; ZUCCHI, 1994; CARNEIRO,
1995; CARNEIRO & NASCIMENTO FILHO, 1996). Nessa técnica e variantes,
normalmente se utiliza raios-x de elementos alvos (Mo, Rh, etc.) de um tubo de raios-x
e mais recentemente raios-x da luz sincrotron (NASCIMENTO FILHO, 1993;
NASCIMENTO FILHO, 1997). A análise química conjunta dos perfis de alteração
permite através da concentração dos elementos constituintes do perfil de alteração, o
diagnóstico dos materiais de origem dos solos, bem como as alterações a que foram
submetidas ao longo do seu desenvolvimento (CRUZ, 2006).
Trabalhos como o de Cruz (2006) e Gonçalves et al. (2008) mostram a provável
origem de depósitos através das análises conjuntas dos elementos maiores (Si, Al, Fe,
108
Mg, Ca, Na, K, Ti e P) e elementos traço (Zr, Ba, Cu, Ga, Nb, Ni, Pb, S, Sr, V, Zn)
como sendo de material transportado com características totalmente distintas à da rocha
mãe, materiais de origem in situ, assim como materiais que foram retrabalhados e têm
características diferentes da esperada. Oliveira et al (2009) destacam a provável origem
alóctone para sedimentos em que houve um ganho absoluto de certos elementos onde
não há fonte dentro do próprio perfil.
Tsai & Chen (2000), Oliveira & Jiménez-Rueda (2002) e Touni et al (2003),
utilizaram esta mesma proposição entre o Zr/Ti dada por: Desvio: (Ti/ZrS – Ti/ZrP),
onde S: solo e P: material de origem, que comumente exibem tendências similares e
uniformes através dos perfis de solo. As mudanças abruptas nos contatos do solum e
horizonte C nos perfis das sequências de solo juntamente com tendências de acréscimo
de material em direção ao topo do perfil sugerem transportes de materiais. Uma
mudança abrupta e o aumento na relação Zr/Ti em direção ao topo do solo sugerem
sedimentação de material alóctone associado com um acréscimo de material de outras
origens.
Cruz (2006) mostra que as evidências químicas que corroboram com a deposição
de materiais com gradação textural foram verificadas pela distribuição dos elementos
“imóveis” nos perfis. As tendências divergentes entre o Fe, Ti e Zr, e em alguns casos
do Al, e a inversão no comportamento dos elementos “imóveis” associados à fração
mais fina marcariam essa diferenciação textural entre a base e o topo do solum.
O autor também destaca que as descontinuidades químicas por esses elementos e
pela relação Zr/Ti também atestam o transporte de materiais. Todos os elementos
marcam fortemente as descontinuidades por apresentarem contatos de materiais
diferentes, onde o solum e o horizonte C têm a mesma composição, nem todos os
elementos revelam essas descontinuidades.
109
5. COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO DAS BACIAS DO RIACHO DO
PONTAL E RIOS INTERIOSTES 8 – GI8
Para a diferenciação dos compartimentos do relevo foi utilizado um conjunto de
atributos da paisagem (litologia, solo, declividade, etc.), e sua delimitação espacial foi
feita à medida que estes atributos se diferenciam do entorno e passam a constituir uma
categoria de relevo discreta. Desta forma a construção do mapa é feita através de uma
constante reavaliação dos limites e propriedades dos compartimentos até se obter o
mapa final. Este é um procedimento hipotético indutivo que se baseia nas informações
obtidas através da literatura, da modelagem numérica do terreno e das visitas de campo.
Foram também utilizadas informações da literatura referentes aos
compartimentos geomorfológicos e morfoestruturais já reconhecidos para a região com
base nos trabalhos de Corrêa et al (2010) Arruda e Barreto (2012) e Melo et. al. (2012).
Esses nortearam o mapeamento morfoestrutural realizado no presente trabalho, no qual
foram identificadas duas unidades (Figura 23).
110
Figura 23 - Mapa Morfoestrutural das Bacias do Riacho do Pontal e GI8
A Depressão Sertaneja compreende uma extensa área rebaixada e
predominantemente aplainada (Figura 24), constituindo superfície de erosão que
secciona uma grande diversidade de litologias e arranjos estruturais. Esta superfície
apresenta inúmeros trechos com ocorrência de relevos residuais constituindo inselbergs,
como também relevos estruturais associados a lineamentos e quase sempre associados
às litologias do cristalino.
As Planícies Poligenéticas abrangem a extensão dos terrenos mais ou menos
plano, onde predomina o processo de agradação. A topografia é caracterizada por
apresentar superfícies pouco acidentadas, sem grandes desnivelamentos relativos, essa
característica por vezes pode fazer com que a unidade seja confundida com áreas
pedimentadas adjacentes. Essa estrutura foi exposta a diversas gerações de eventos
111
formativos, sobre influência fluvial, lacustre e eólica. Cabendo assim ser chamada de
planícies poligenéticas
Figura 24 – Depressão Sertaneja, onde é possível visualizar uma área predominantemente
aplainada com presença de maciços residuais e inselbergs ao fundo.
Foram identificado 11 unidades de relevo (Figura 25) sendo seis unidades
referentes à morfoestrutura da Depressão Sertaneja (Maciços Residuais; Maciços
Estruturais Conservados em Crista; Maciços Estruturais Dissecados a 500 e 450m;
Pedimentos Dissecados e Pedimentos com Cobertura Detrítica Delgada) e cinco
unidades inseridas na Planície Poligenética (Planície Flúvio-Lacustre; Planície Fluvial;
Planície com Dunas e Mantos de Areia; Planície de Deflação e Terraço Fluvial)
112
Figura 25 – Mapa da Compartimentação do Relevo das Bacias do Riacho do Pontal e Rios Interiores - GI8
113
Maciços Residuais/Inselbergs - São compostos na área por pequenos corpos
intrusivos isolados na paisagem por processos de dissecação dos Maciços Estruturais.
São delimitados por encostas íngremes sob a influência, sobretudo, do intemperismo
físico. Em virtude do gradiente de suas encostas, encontram-se sujeitos a processos
gravitacionais com presença, por vezes, de depósitos de talús em sua base. Os
inselbergs (Figura 26) ocorrem por toda parte na área de estudo, elevando-se sobre
quase todas as superfícies.
Figura 26 - A - Iceberg apresentando encostas íngremes; B - presença de depósitos de talos na
base do compartimento.
Maciços Estruturais Conservados em Crista a 600m – Correspondem aos níveis
mais elevados da área de estudo (Figura 27), podendo ser chamadas também de unidades de
cimeira, ocorrendo em cotas acima de 600 metros, exibindo uma feição de topo em cristas.
Encontram-se alinhadas de acordo com a tendência regional do direcionamento das
falhas e juntas. São também as áreas das nascentes dos principais rios da bacia
responsáveis pela dissecação do relevo.
A B
114
Figura 27 - Maciços estruturais em forma de Crista com presença de pedimento dissecado
Maciços Estruturais Dissecados a 500 e 450m – Correspondem a níveis
escalonados de dissecação da unidade dos Maciços Estruturais Conservados em Crista
Pedimentos Dissecados a 430m - São áreas moderadamente planas com
declividade inferior a 7% restringidas por maciços residuais formando áreas de retirada
de sedimentos, estruturados pelo embasamento cristalino apresentando um caráter
rochoso e marcado por níveis pedimentares pouco dissecados, sem cobertura sedimentar
que transitam lateralmente para os maciços estruturais.
Pedimentos com Coberturas Detríticas Delgadas a 400m – São níveis sobre
os quais se formam pavimentos detríticos pela retirada das fáceis mais finas devido à
atuação da erosão laminar (Figura 28), interpõem-se entre os Pedimentos Dissecados e a
Planície Flúvio-Lacustre da Unidade Morfoestrutural da Planície Poligenética.
115
Figura 28 – Pedimento com cobertura detrítica e inselbergs ao fundo
Planície Flúvio – Lacustre - Corresponde às áreas de planície mais distante do
Rio São Francisco, onde em períodos de enchentes as águas rompiam o dique marginal
preenchendo áreas deprimidas formando lagos onde se depositavam sedimentos finos
bem selecionados. Devido à grande quantidade de sedimentos arenosos essas áreas
servem também como áreas fonte de água, onde por vezes aflora o lençol freático
(Figura 29). Nota-se a presença de mosqueamento, possível indicador de flutuação do
lençol freático que devido à permeabilidade do material, acelera os processos
pedogenéticos, tornando impossível a visualização de estratificações. Outrossim, devido
à competência do canal é possível encontrar clastos flutuantes suportados pelos
sedimentos (Figura 30).
116
Figura 29 – Afloramento do Lençol Freático formando um Lago
Figura 30 - Clasto flutuante suportados pelos sedimentos finos
Planície Fluvial - Corresponde às áreas baixas e planas ao longo Rio São Francisco.
O relevo apresenta-se bastante suave que sugere a predominância de sedimentos arenosos
depositados pelo próprio rio. Foram identificadas nesta unidade cascalheiras clastos
suportados o que pode indicar a presença de um antigo sistema anastomosado de canais de
drenagem (Figura 31).
117
Figura 31 – Sedimentos depositados na Planície Fluvial com a presença de uma cascalheira
com clastos suportados
Planície com Dunas - Essa área da Planície apresenta dunas ativas próximas às
margens do Rio São Francisco sobrepondo os terrações fluviais (Figura 32A), dunas do
tipo Parabólicas; Nebkas e estruturas de dissipação do tipo Blowout (Figura 32B).
118
Figura 32 – A) Dunas parabólicas as margens do Rio São Francisco; B) Estrutura de dissipação
- Blowout formando uma bacia de decantação.
Planície com Manto de Areias - Esta unidade ocorre posterior às áreas das
dunas ativas, constituídas por depósitos eólicos menos desenvolvidos. As formas
referentes à ação eólicas nesta área apresentam-se incipientes, destituídas de face de
deslizamento, com cobertura vegetal rarefeita e pequena estabelecida provavelmente por
uma melhoria climática natural. Por se tratar de uma área mais plana, esta é também
ocupada de forma indevida pela população (Figura 33).
B
A
119
Figura 33– A) duna vegetada; B) área do manto de areia com ocupações irregulares
Terraço Fluvial - Compreende uma estreita faixa que margeia o canal fluvial,
esta unidade é resultado direto do processo erosivo de aprofundamento do leito do rio,
apresentando uma borda escarpada na direção do canal fluvial, em algumas áreas essa
unidade encontra-se recoberta por sedimentos eólicos.
A
B
120
6 ESTRUTURAÇÃO DA REDE DE DRENAGEM
6.1 Hierarquia Fluvial
A hierarquia fluvial estabelece as ordens dos canais ou cursos d’água no âmbito
das bacias hidrográficas. Este procedimento é realizado no intuito de facilitar e tornar
mais objetivos os estudos morfométricos, Horton (1945) foi precursor ao propor os
critérios de obtenção da ordenação dos canais nesta perspectiva. Os canais de primeira
ordem seriam a menor unidade do sistema e não possuiriam tributários. Aonde ocorre a
confluência de dois canais de primeira ordem dá-se a formação de um canal de segunda
ordem e assim sucessivamente. O conceito de ordem de canal não é tão simples quanto
o de uma ordem numeral, pois são muitas as variáveis para o desenvolvimento dos
diversos canais (SILVA, 2012). Quando um sistema de drenagem está bem
desenvolvido é possível prever com certa precisão que os canais de primeira ordem e
seus vales são muito mais numerosos que os canais de ordem superior (STRAHLER,
1952). Essa ordenação proposta por Strahler elimina o conceito de que o canal principal
deve ter o mesmo número de ordem em toda sua extensão, e a necessidade de refazer a
numeração a cada confluência.
Para a hierarquização dos canais de drenagem foi utilizada a proposta de Strahler
(1952), que consiste em atribuir valores aos canais de drenagem a partir da nascente ate
a desembocadura da bacia (Figura 34). A análise iniciou-se pela hierarquização dos
canais fluviais das bacias, onde cada linha de drenagem foi categorizada de acordo com
a sua ordem dentro da bacia e esta ordenação foi utilizada para descrever e dividir a rede
de drenagem em partes que foram quantificadas e analisadas.
121
Figura 34. Esquema da Hierarquização da rede de drenagem segundo Strahler (1952), onde o
numero 1 representa os canais de primeira ordem, podendo ser representados pelas nascentes ou
cabeceiras de drenagem, os outros números (2,3...) representam a hierarquia dos canais de
acordo com o somatório de dois canais anterior de mesma ordem que desaguam no mesmo.
Figura 35 – Proposta Hierárquica dos canais de drenagem das bacias de acordo com a
metodologia de Strahler (1952).
122
De acordo com a hierarquia fluvial proposta por Strahler (1952) o canal
principal do Riacho do Pontal está inserida em diversas ordens de acordo com o trecho
do rio e sua relação com os tributários ao longo do curso principal, apresentando uma
variação da segunda à sexta ordem, o que confere ao rio caráter de rio de pequeno a
médio porte. Há uma grande quantidade de canais de primeira ordem, num total de
1.700 (Figura 35 e 37), canais que vão de suas nascentes até formarem canais de
segunda ordem, contabilizando esses um total de 804 canais. O Riacho do Pontal atua
como coletor principal da área assim como o nível de base local recebendo a carga de
sedimentos dos seus tributários de terceira, quarta e quinta ordem que é depositada ao
longo das margens do canal principal (Figura 36).
Figura 36 – canal principal de quarta ordem de magnitude do Riacho do Pontal, apresentando
leito rochoso e sedimentos em suas margens.
A bacia drenada pelos Pequenos Rios Interiores GI8, também se insere em
diversas ordens de hierarquia, apresentando uma variação até a quinta ordem, sendo
recorrente uma quantidade maior com canais de primeira ordem, num total de 411,
diferente da Bacia do Riacho do Pontal, nesta bacia não ocorre um canal coletor
principal, mas cinco canais com ordens hierárquicas variando entre a terceira e a quarta
ordem, recebendo a carga de sedimentos dos seus tributários, depositando ao longo das
margens do canal principal.
123
Figura 37 - Quantidade de canais de acordo com a ordem hierárquica
6.1.2 Análise da Densidade de Drenagem
No intuito de identificar áreas com alta ou baixa densidade de drenagem foi
estabelecido uma correlação com o arcabouço litológico por meio de sobreposição aos
isovalores de densidade de drenagem.
Através da análise destes isovalores observou-se que as áreas de maiores valores
estão subordinadas às áreas de encostas e às áreas de vale, no baixo curso do rio, os
valores apresentam densidades de drenagem próximas, entre 318 a 361.
A Bacia do Riacho do Pontal, em sua área central apresentam as maiores
concentrações da densidade de drenagem, com influência litológica dos
metassedimentos onde se encontram os maiores isovalores que variam de 232 a 361
(Figura 38). A Bacia de Pequenos Rios Interiores apresenta em sua totalidade altos
valores de densidade da drenagem, o que condiz com a estrutura superficial dominada
por sedimentos friáveis.
Analisando a distribuição da densidade como um todo, juntamente com os dados
geológicos e estruturais das bacias, podem-se inferir as seguintes proposições que
justificariam a distribuição do isovalores. A proporção maior ou menor da densidade de
drenagem está de acordo com a distribuição dos canais na bacia e consequentemente as
áreas mais irrigadas por canais de primeira e segunda ordem apresentam isovalores
maiores e drenagem bastante ramificada. A presença de zonas de cisalhamento e falhas
Ordem dos Canais Números de Canais Riacho do Pontal Números de Canais GI8
1º 1.700 411
2º 804 198
3º 402 111
4º 302 56
5º 125 1
6º 64 ----
Total 3.397 777
124
secundárias possivelmente é responsável pelo fraturamento do arcabouço litológico
facilitando a dissecação nas áreas mais afetadas pelas falhas.
Figura 38 – Mapa da distribuição da densidade de drenagem das Bacias do Riacho do Pontal de
dos Pequenos Rios Interiores.
6.2 ANÁLISE DA RELAÇÃO DECLIVIDADE-EXTENSÃO DOS RIACHOS
DAS BACIAS DO PONTAL E GI8
Para melhor compreender as áreas de erosão diferencial, controle litológico e
estrutural, e identificar áreas de possíveis deformações neotectônicas foi realizada a
análise dos perfis longitudinais, por trecho (Figura 39) e total (Figura 40) ao longo do
curso dos rios. Esses dados foram utilizados junto aos mapas litológicos e estruturais,
125
possibilitando um melhor entendimento dos condicionantes estruturais e suas
reverberações na paisagem.
Figura 39. Relação Declividade Extensão total das bacias analisadas
Figura 40 - Relação Declividade Extensão por trecho das bacias analisadas
126
6.2.1 RDE DOS RIOS DA BACIA RIACHO DO PONTAL
Riacho do Pontal
A curva do perfil longitudinal para o Riacho do Pontal mostra em seu desenho,
uma sucessão de trechos convexo e côncavos apresentando uma queda relativamente
suave de patamar (Figura 41). Os primeiros metros estão relacionados ao relevo mais
energético na bacia, ou seja, valores de declives mais significativos. Este primeiro
trecho exibe uma drenagem praticamente retilínea, que se traduz em índices RDE mais
elevados do que nos demais setores do canal.
Figura 41 - perfil longitudinal para o riacho do Pontal
O riacho possui em toda sua extensão trechos anômalos, porém estas anomalias
são de 2ª ordem (índice RDE de 2 a 10), que possivelmente estão relacionados a
mudanças bruscas na declividade – área de nascente -, além de associadas às mudanças
na litologia, onde os valores de RDE mais altos estariam relacionados a uma maior
resistência da rocha no trabalho erosivo da drenagem. Há ainda uma ruptura
relativamente abrupta no perfil longitudinal correspondente a uma zona de cisalhamento
127
compressional, que mesmo não se sobrepondo à linha de melhor ajuste do perfil
longitudinal, poderia ser caracterizada como um setor em que houve algum
soerguimento devido ao caráter compressional das estruturas.
Observando a função linear de melhor ajuste do perfil longitudinal, não
ocorreram pontos que poderiam ser considerados como áreas de soerguimento, com
exceção do trecho final, que apresenta anomalia de primeira ordem, neste caso sendo
interpretado como resultado de um controle estrutural da área com o basculamento das
estruturas para SE. Esta interpretação se sobressai em detrimento das demais suposições
para anomalias de 1ª ordem, pois na área não há a mudança litológica nem a drenagem
tem capacidade de transporte de fundo que justifique o aumento significativo no índice
de RDE.
Riacho Dormentes, Poço Barreiro, Melancia e Roça
A curva que representa o perfil longitudinal do riacho Dormentes e seus
principais tributários (Riacho Poço Barreiro, Melancia e Roça), exibem em seus
desenhos uma acentuada concavidade, mais perceptível a partir dos quatro quilômetros
dos Riachos Poço Barreiro e Roça. Como estes dois canais são relativamente curtos em
relação à drenagem principal – Riacho Dormentes - e por estarem na parte mais elevada
da bacia, exprimem um perfil com variação entre setores côncavos e convexos (Figura
42 e Figura 43).
128
Figura 42 - perfil longitudinal para o Riacho Poço Barreiro
Os dois canais apresentam em todos os trechos anomalias de 2ª ordem, que são
resultado das mudanças altimétricas, de estrutura e litologias. Os valores relativamente
altos na foz dos riachos podem ser interpretados como uma resposta do canal ao
controle estrutural da zona de cisalhamento compressional de direção SW-NE.
Figura 43 - perfil longitudinal para o Riacho da Roça
129
O riacho Melancia apresenta perfil longitudinal quase que idêntico ao perfil do
riacho Dormentes, apresentando uma concavidade acentuada a partir dos 5 km de
extensão (Figura 44), com apenas pequenas marcas de ruptura, o que denota uma leve
convexidade, resultado de uma intensa mudança litológica e controle estrutural da
drenagem nos pontos anômalos.
Figura 44 - perfil longitudinal para o Riacho da Melancia
Já no canal principal, o riacho Dormentes (Figura 45), possui valores anômalos
em todos os trechos analisados, também devido a um controle estrutural da drenagem,
onde os maiores valores estão nas cabeceiras relacionadas às mudanças bruscas na
altimetria e declividade, além dos valores na foz do canal, que possivelmente está
associada a uma confluência de canais, estando responsável, portanto, a uma maior
capacidade de carga nos períodos em que há água no leito do riacho.
130
Figura 45 - perfil longitudinal para o Riacho Dormentes
Os demais setores anômalos, contam com valores de RDE relativamente baixos,
conferindo ao perfil longitudinal do riacho uma configuração côncava e encontrando
apenas uma ruptura e numa consequente convexidade devido ao contato de uma
litologia mais friável com uma mais resistente à erosão fluvial.
Riacho São Bento, Poço da Prensa e riacho Passo da Pedra
A curva longitudinal que representa o riacho São Bento, ao contrário dos perfis
analisados anteriormente, não possui uma concavidade acentuada, contudo possuem
uma maior variação entre setores côncavos e convexos (Figura 46). Este perfil
longitudinal apresenta várias quebras de patamar, resultado de uma intercalação entre
rochas mais ou menos resistentes à erosão estruturada em zonas de cisalhamentos de
direção SW-NE ao passo que o basculamento das feições está preferencialmente de
NNW-SSE.
131
Figura 46 - perfil longitudinal para o Riacho São Bento
Na confluência do riacho São Bento com o riacho Dormentes a curva
longitudinal se apresenta de forma ascendente, indicando um possível soerguimento. A
hipótese de um valor anômalo de 1ª ordem em decorrência da competência do rio no
que diz respeito ao transporte de carga, só pode ser aventada se levar em consideração
apenas os períodos em que há água no leito dos riachos. A interpretação de mudança
litológica pode ser descartada para interpretar essa anomalia, pois a área se encontra
numa constante litológica.
No riacho Poço da Prensa, percebe-se que as mudanças de patamar estão
basicamente associadas às mudanças altimétricas e mudanças de litologia, que variam
de micaxistos com fáceis anfiboliticas da Unidade Mandacaru para os
Metagranodioritos da Suíte Intrusiva Rajada. Portanto, denota-se a partir desta curva
longitudinal um forte controle estrutural da drenagem. Na confluência entre o riacho
Poço da Prensa e o São Bento, apresenta o setor com anomalia de 1ª ordem no setor
NNE da bacia, que no perfil longitudinal mostra-se convexa indicando um possível
soerguimento (Figura 47). Acredita-se que esta anomalia deu-se não pela confluência
132
dos canais, mas por um controle tectono/estrutural, estando condicionada a uma
mudança litológica além do controle estrutural e ruptura de patamar.
Figura 47 - perfil longitudinal para o Riacho Poço da Prensa
No riacho Passo de Pedra, o perfil longitudinal apresenta uma curvatura
negativa, demonstrando um perfil de subsidência mesmo possuindo setores anômalos
em todos os setores analisados (Figura 48). Possui valores de RDE relativamente
constantes até o contato da zona de cisalhamento que delimita a Província da
Borborema e o Cráton do São Francisco, onde os índices passam a aumentar devido ao
controle estrutural.
133
Figura 48 - perfil longitudinal para o Riacho Passo de pedra
Curva longitudinal riacho Caboclo e riacho do Caldeirão
Situados no setor noroeste da bacia do riacho do Pontal, os riachos do Caboclo e
Caldeirão apresentam perfil longitudinal côncavo em toda sua extensão, sem qualquer
quebra de patamar evidente (Figura 49 e Figura 50). Todos os setores analisados
possuem valores anômalos de 2ª ordem, com exceção das áreas de cabeceira em que não
há nenhuma anomalia.
134
Figura 49 - perfil longitudinal para o Riacho do Caboclo
Figura 50 - perfil longitudinal para o Riacho do Caldeirão
Analisando os setores anômalos do riacho Caldeirão, percebe-se que estes estão
em conformidade com os setores da bacia controlados por zonas de cisalhamento de
direção NNW-SSE, responsável pela orientação da drenagem, corroborando com a
interpretação de um controle estrutural da drenagem. Já no riacho do Caboclo há uma
influência maior da alternância do substrato rochoso aliada com a declividade para
135
ocorrência dos setores anômalos, além da influência já citada das zonas de
cisalhamento.
Riacho Tigre Novo e riacho do Tanque
Situado no setor sudoeste da bacia riacho do Pontal, encontram-se ainda sob o
domínio litológico da Província Borborema, os riachos Tigre Novo e Tanque. No que
tange ao perfil longitudinal do riacho Tigre Novo (Figura 51) apresenta-se relativamente
côncava, que denota um perfil equilibrado. Todos os setores analisados apresentam
anomalias de 2ª ordem devido ao alto controle estrutural sob a drenagem. Contudo,
quando se observa a curva longitudinal, nota-se que há uma leve ascendência no perfil,
coincidindo com o aumento nos valores de RDE, estando à configuração associada a
uma estreita faixa compressional que se expressa no aumento da declividade, podendo
ser fruto de um leve soerguimento das feições.
Figura 51 - perfil longitudinal para o Riacho Tigre Novo
136
Configuração semelhante pode ser observada no perfil longitudinal do riacho do
Tanque (Figura 52), pois as anomalias de drenagem estão influenciadas pelo mesmo
regime tectono/estrutural e litológico. Este trecho também possui em todos os setores
pontos anômalos, constituindo a principal diferença da curva longitudinal do riacho
Tigre Novos. A sua nascente situada em uma zona de contato entre o Cráton do São
Francisco e a Província Borborema, aliada a um aumento da declividade, confere
anomalias de maiores valores neste setor. O riacho Tigre Novo também apresenta parte
do seu percurso sobre litologias do Cráton do São Francisco, contudo já próxima à
confluência com o riacho do Pontal e as anomalias estão associadas tão somente à
mudança de litologia.
Figura 52 - perfil longitudinal para o Riacho do Tanque
Riacho Formosa, riacho Poço e riacho Jatobazinho
Na margem direita do riacho do Pontal há três riachos principais que estão
inteiramente sob a influência litológica do Cráton do São Francisco intercalados com
137
litologias da Província Borborema e todos os riachos estão orientados genericamente de
noroeste para sudeste, quase que perpendicular às lineações no setor da bacia.
O riacho Formosa apresenta curvatura longitudinal relativamente côncava e
constante, não sendo visíveis mudanças bruscas de patamares, que traduz o declive
suave desde as cabeceiras até a foz (Figura 53). A exceção do primeiro quilômetro do
riacho, todos os demais setores contam com anomalias de 2ª ordem que se comportam
de forma crescente à medida que se direciona para a foz. As pequenas diferenciações
nos valores são retratadas no perfil com pequenos indícios de soerguimento. No que
tange à litologia há uma intercalação entre rochas de diferença de resistência erosiva.
Em setores em que não há este intercalamento, os setores anômalos estão localizados
em zonas de cisalhamento.
Figura 53 - perfil longitudinal para o Riacho da Formosa
Já no perfil longitudinal do riacho do Poço também apresenta uma curva
continuamente côncava em relação à linha de melhor ajuste, porém menos acentuada
que o riacho anterior. Nos primeiros quilômetros não foram detectadas anomalias,
enquanto que nos demais setores até a confluência com o riacho do Pontal foram
138
detectados anomalias de 2ª ordem, caracterizadas por um crescimento gradual dos
valores (Figura 54). O controle estrutural fica evidente na curva de valores RDE, pois
somente um dos pontos coincide com uma mudança litológica, justificando o valor
anômalo, ao passo que os demais setores as anomalias estão associadas a mudanças
bruscas na direção do riacho, que pode ser interpretado como encaixe da drenagem em
zonas de fraqueza por conta das zonas de cisalhamento.
Figura 54 - perfil longitudinal para o Riacho do Poço
O último afluente do setor sudeste da bacia riacho do Pontal, o riacho
Jatobazinho, apresenta um perfil longitudinal atípico para os perfis já analisados
demonstra uma série de rupturas que são traduzidas em movimentos de soerguimento
(convexo) e subsidência (côncavo) em relação à linha de melhor ajuste do gráfico
(Figura 55). As rupturas estão relacionadas ao encaixe da drenagem nas zonas de
fraqueza produzidas pelas zonas de cisalhamento, concomitantemente a um aumento da
declividade. Além do alinhamento da drenagem às estruturas dominantes, nos setores de
confluência com o riacho do Pontal, quando a drenagem muda de direção em um ângulo
de quase 90° ocorre também uma mudança significativa da declividade e um
139
basculamento das estruturas para sudoeste. Este comportamento do relevo e,
consequentemente da drenagem, pode estar associado a um setor do limite entre bacias
que houve leve soerguimento de blocos e posterior basculamento dessas estruturas.
Figura 55 - perfil longitudinal para o Riacho Jatobazinho
Riacho Sítio Novo, Terra Nova e Simão
O riacho Terra Nova possui perfil longitudinal com uma curva contínua de
formato côncavo em relação à linha de melhor ajuste. Analisando conjuntamente com a
compartimentação estrutural onde a drenagem está completamente condicionada a zona
de cisalhamento, que é traduzido em vários setores anômalos de 2ª ordem (Figura 56).
O perfil longitudinal do riacho Terra Nova apresenta um comportamento de
subsidência, apesar de apresentar valores anômalos em toda sua extensão (Figura 57).
Partes destes trechos anômalos estão associadas à diferenciação entre litologias mais ou
menos resistentes, enquanto que os demais trechos estão associados às zonas de
cisalhamento compressionais. Quando se avalia o perfil longitudinal do riacho do
Simão, este se apresenta com uma curva praticamente igual à linha de melhor ajuste
140
(Figura 58). Os três pontos analisados no curso do riacho contam valores anômalos
associados à mudança litológica, além do condicionamento da drenagem à zona de
cisalhamento.
Figura 56 - perfil longitudinal para o Riacho Sítio Novo
Figura 57 - perfil longitudinal para o Riacho Terra Nova
141
Figura 58 - perfil longitudinal para o Riacho do Simão
6.2.2 RDE DOS RIOS DA BACIA DE PEQUENOS RIOS INTERIORES GI-8
Riacho Malaquias, Porteiras, Baraúna Velha, Imburana e Bebedouro
Contando com vários setores anômalos ao longo de sua extensão, o riacho
Malaquias apresenta curva longitudinal negativa em relação à linha de melhor ajuste,
contudo não apresenta uma curva tão acentuada, resultado do baixo comprimento do
canal e sua consequente pouca maturidade. Os setores que apresentam uma curva
positiva situam-se na confluência deste riacho com o Rio São Francisco (Figura 59).
Neste último setor nota-se um aumento significativo do índice de RDE, que mesmo
sendo uma anomalia de 2ª ordem pode ser entendida como um possível controle
tectônico neste setor.
142
Figura 59 - perfil longitudinal para o Riacho Malaquias
O mesmo comportamento pode ser observado no perfil longitudinal do riacho
das Porteiras, tendo como diferencial uma maior concavidade (Figura 60). Todos os
setores examinados contam com anomalias de 2ª ordem que estão ligadas a ocorrência
de zonas de cisalhamento, além da mudança litológica em alguns setores. Entretanto,
assim como no riacho Malaquias, este possui um aumento significativo nos valores de
RDE no setor de confluência com o Rio São Francisco, o que leva a mesma
interpretação feita anteriormente, haja vista, que não há a possibilidade de um aumento
significativo de carga de fundo dos riachos, nem tampouco uma mudança brusca de
litologias que corroborassem para este aumento dos índices.
143
Figura 60 - perfil longitudinal para o Riacho das Porteiras
Comportamento semelhante pode ser observado no perfil longitudinal do riacho
Baraúna Velha, apresentando como diferencial uma menor concavidade, se
comportando de forma quase paralela à linha de melhor ajuste (Figura 61). Todos os
setores examinados contam com anomalias de 2ª ordem que estão ligadas a ocorrência
de zonas de cisalhamento, além da mudança litológica em alguns setores. Entretanto,
assim como no riacho Malaquias, este possui um aumento significativo nos valores de
RDE no setor de confluência, não com o Rio São Francisco – como os dois riachos
anteriores – e sim com o riacho Imburana, condicionando a uma mesma interpretação
dos dois riachos anteriores.
144
Figura 61 - perfil longitudinal para o Riacho Baraúna Velha
O riacho Imburana conta com um perfil longitudinal acentuadamente côncavo e
anomalias de 2ª ordem em todos os trechos, com exceção da cabeceira, enquanto que
sua foz apresenta uma anomalia de 1ª ordem (Figura 62). As anomalias de 2ª ordem
estão situadas em pontos em que a drenagem aproveita setores de fraqueza litológica
devido ao controle das zonas de cisalhamento de direção SSW-NNE, mudando de
direção bruscamente nestes casos. Já a anomalia de primeira ordem, situada na
confluência deste riacho com o rio São Francisco, está condicionada ao mesmo regime
interpretativo para o riacho Baraúna Velha numa mudança de patamar em direção ao rio
São Francisco.
145
Figura 62 - perfil longitudinal para o Riacho da Imburana
O riacho Bebedouro mostra um perfil longitudinal positivo (convexo) se
comparada à linha de melhor ajuste, o que pode ser traduzido como uma perspectiva de
soerguimento (Figura 63). Apresenta anomalias de 2ª ordem ao longo do canal, que
possivelmente estão associadas às mudanças litológicas, além do controle estrutural. Do
mesmo modo que os demais canais analisados anteriormente apresenta anomalia 1ª
ordem próximos à confluência com o rio São Francisco. Como a área não possui
declividade acentuada nem uma mudança de patamar brusco nem tampouco há uma
mudança litológica que justifique esta anomalia, então esta anomalia pode estar
associada a um controle tectono/estrutural, tendo em vista a proximidade deste setor
com o contato entre a Província Borborema e o Cráton do São Francisco, e que o bloco
pertencente ao último tenha sofrido soerguimento e posterior basculamento na direção
NNW-SSE, devido a esforços compressivos das zonas de cisalhamento.
146
Figura 63 - perfil longitudinal para o Riacho Bebedouro
147
7. DESCRIÇÃO DOS PONTOS DE COLETA
Os pontos de coleta (Figura 64) foram selecionados de acordo com o mapa
pedológico e geomorfológico. As coletas foram realizadas obedecendo às manchas dos
Latossolos e unidades associadas, foram identificados depósitos quaternários
significativos para compreensão da paisagem geomorfológica das bacias estudadas.
Figura 64 – Mapa de localização dos pontos de coleta
15
148
Foram selecionados 15 pontos de coleta (Quadro 2). Sendo12 inseridos Bacia
GI8 e três inseridos dentro da bacia do Riacho do Pontal.
Quadro 2 – Relação de Pontos e siglas relativa às coletas
As amostras P3808 e P3809, trata-se de um pacote coluvial com sedimentos
muito pobremente selecionados e pouco trabalhados, encontrados no terço inferior de
uma rampa (Figura 65). Sua composição siltosa e coloração avermelhada têm como
processo de origem fluxos de lama com deposição em forma de leques, o material
parental são produtos de intemperismo de áreas mais elevadas próximas ao local da
deposição. Neste ponto foi realizada uma seção vertical para retirada de sedimentos para
análises granulométricas, geoquímicas e geocronologia.
Ponto Amostras Siglas
1 Coleta Duna Topo P3794
1 Coleta Duna Base P3795
2 Coleta Terraço S. Francisco P3796
3 Coleta Fluxo de Detrito-Topo P3789
3 Coleta Fluxo de Detrito-Meio P3790
3 Coleta Fluxo de Detrito-Topo P3791
4 Coleta Manto de Areia-Base P3792
4 Coleta Manto de Areia-Topo P3793
5 Coleta 2 – Mancha Neossolo Quart. Topo P3797
5 Coleta 2 - Mancha Neossolo Quart. -Base P3798
6 Coleta 2A – Mancha Neossolo Quart. -Topo P3799
6 Coleta 2A- Mancha Neossolo Quart. -Base P3801
7 Coleta 2A1 - Mancha Neossolo Quart. P3800
8 Coleta DI – Mancha de Latossolo P3802
9 Coleta 3 – Mancha de Latossolo P3803
10 Coleta 5-Mancha de Latossolo - Topo P3804
10 Coleta 5- Mancha de Latossolo - Base P3805
11 Coleta 6 – Mancha de Latossolo P3806
12 Coleta 10 – Mancha de Latossolo P3807
13 Coleta 10A – Terraço Rio Intermitente P3810
14 Coleta 11-Lamito - Topo P3808
14 Coleta 11-Lamito - Base P3809
15 Coleta Embrapa -Terraço Rio São Francisco –Topo P3811
15 Coleta Embrapa - Terraço Rio São Francisco – Base P3812
149
Todo o pacote mede aproximadamente 120 cm, sendo os primeiros 30 cm de um
material arenoso (Figura 66) de coloração 5YR5/4 (marrom avermelhado sem brilho),
classificado como silte grosso, com assimetria aproximadamente simétrica e curtose
muito platicúrtica. Logo a baixo deste primeiro depósito encontra-se o segundo pacote,
medindo 90 cm de espessura, de coloração 5YR6/8 (laranja avermelhado), apresentando
mosqueamento. Esse material é classificado como silte médio, de assimetria muito
negativa e curtose muito platicúrtica.
Figura 65 – Localização do ponto de coleta e perfil topográfico A-B
150
Figura 66 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico A-B.
151
Amostra P3810 - Trata-se de um pacote coluvial/aluvial com sedimentos muito
pobremente selecionados, encontrado no terraço de um rio intermitente na bacia do
riacho do Pontal (Figura 67). É composto por areia média, de coloração amarelada, tem
como processo de origem fluxos de lama com deposição em forma de leque, o material
parental são produtos de intemperismo de áreas mais elevadas próximas ao local da
deposição. Neste ponto foi realizada uma seção vertical (Figura 68) para retirada de
sedimentos para análises granulométricas, geoquímicas e geocronologia. Foi encontrado
um pacote único medindo 135 cm, o material é arenoso de coloração 10YR8/3 amarelo
claro, classificado como silte grosso, de assimetria muito negativa e curtose leptocúrtica
Figura 67. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico E-F
152
Figura 68 - Seção vertical; diagramas e perfil topográfico E-F.
153
Amostra P3807 - Trata-se de um pacote coluvial com sedimentos muito
pobremente selecionados e pouco trabalhados, encontrados no terço inferior de uma
rampa (Figura 69), composta por silte, de coloração amarelada, tem como processo de
origem fluxos de lama com deposição em forma de leques (aventais), o material
parental resulta de produtos do intemperismo das áreas mais elevadas próximas ao local
da deposição. Neste ponto foi confeccionada uma seção vertical (Figura 70) para
retirada de sedimentos tanto para análises granulométricas como geoquímicas e
geocronológicas. Foi encontrado um pacote de aproximadamente 65 cm de um material
arenoso com coloração 10YR7/3 (amarela-alaranjada-opaco), classificado como silte
grosso, de assimetria positiva e curtose muito platicúrtica.
Figura 69 – Localização do ponto de coleta e perfil topográfico C-D
154
Figura 70 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
155
Amostra P3806 - Trata-se de um pacote coluvial/aluvial com sedimentos muito
pobremente selecionados, situados no terraço de um canal intermitente (Figura 71).
Neste ponto foi realizada uma seção vertical para retirada de sedimentos para análises
granulométricas, geoquímicas e para fins de geocronologia. Nesta seção encontrado um
pacote único de 120 cm (Figura 72), o material é arenoso de coloração 10YR8/4
(laranja-amarelo-claro), apresentando mosqueamentos e concreções a 60 cm do topo,
esses sedimentos foram classificados como areia muito fina, muito pobremente
selecionado, de assimetria muito positiva e curtose muito platicúrtica
Figura71 . Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico G-H
156
Figura 72 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
157
Amostras P3804 e P3805 - Trata-se de um pacote coluvial/aluvial com
sedimentos muito pobremente selecionados encontrados na unidade geomorfológica do
pedimento (Figura 73). Neste ponto foi realizada uma seção vertical com 290 cm, sendo
possível coletar amostras para análises granulométricas, geoquímicas e geocronologia.
O primeiro pacote apresentou 240 cm de espessura (Figura 74), o material é arenoso de
coloração 5YR5/8 (marrom-avermelhado), apresentando ainda pequenos clastos
flutuantes. Esses sedimentos foram classificados como areia muito fina, de assimetria
muito positiva e curtose muito leptocúrtica. Logo em seguida a esse pacote, encontra-se
outro material com 50 cm de espessura e cor 5YR8/3 (laranja pálido), classificados
como silte grosso, assimetria muito positiva e curtose leptocúrtica.
Figura 73. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico I-J
158
Figura 74 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
159
Amostra P3803 - Trata-se de um pacote coluvial que se encontra embutidos na
unidade geomorfológica do pedimento (Figura 75), com origem relacionadas a fluxo de
detritos. Neste ponto foi realizada uma seção vertical para retirada de sedimentos para
análises granulométricas, geoquímica e geocronológica. Foi encontrado um pacote de
80 cm de espessura (Figura 76), com um o material arenoso de coloração laranja
5YR46/6 e estrutura maciça apresentando mosqueamento. Esses sedimentos foram
classificados como areia muito grossa, bem selecionada de assimetria muito positiva e
curtose muito platicúrtica.
Figura 75. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico V-X
160
Figura 76 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
161
Amostra P3802 – corresponde a um pacote coluvial/aluvial com sedimentos
pobremente selecionados, encontrados inseridos na unidade geomorfológica do
pedimento. Neste ponto (Figura 77) foi realizada uma seção vertical (Figura 78) onde
foi possível a retirada de sedimentos para análises granulométricas, geoquímicas e
geocronológicas. Foi encontrado um pacote único de 170 cm com material arenoso de
coloração 2.5YR7/6 (laranja), com estrutura maciça. Esses sedimentos foram
classificados como areia grossa, de assimetria positiva e curtose muito platicúrtica.
Figura 77. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico L-M
162
Figura 78 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
163
Amostra P3800 - Localizada na unidade geomorfológica do pedimento, com
origem relacionada a um possível sistema de canais anastomosados. Neste ponto
(Figura 79) foi realizada uma seção vertical (Figura 80) e retirada de sedimentos para
análises granulométricas, geoquímicas e geocronologia. A secção é composta de um
pacote com 250 cm de espessura, material arenoso de coloração 10YR7/8 (amarelo
alaranjado), com estrutura maciça. Classificados como areia muito fina, muito
pobremente selecionada de assimetria positiva e curtose muito platicúrtica. Este pacote
arenoso, encontra-se assentado sobre alteração de rocha do embasamento, de onde foi
retirada amostras para análise granulométrica e geoquímica.
Figura 79. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico R-S
164
Figura 80 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
165
Amostras P3799 e P3801 – Depósitos encontrados na unidade geomorfológica
do pedimento, composto por uma areia fina. Neste ponto (Figura 81) foi realizada uma
seção vertical (Figura 82) e retirada sedimentos para fins de análises granulométricas,
geoquímicas e geocronologia. A seção mediu em sua totalidade 310 cm de espessura, os
primeiros 190 cm, formados por um material areno-argiloso de coloração 10YR7/8
(amarelo alaranjado), com estrutura maciça. Este pacote foi classificado como areia
muito fina, muito pobremente selecionada de assimetria muito positiva e curtose muito
platicúrtica. Logo após, encontra-se outro material com espessura de 35 cm, formado
por cascalheira clastos suportada com presença de blocos angulosos e arredondados, a
classificação dos seus grãos da fração areia é muito pobremente selecionada, assimetria
positiva e curtose muito platicúrtica, neste pacote só foi possível à coleta para análises
geoquímicas e sedimentológicas. O terceiro pacote mediu de 80 cm de espessura de cor
(10YR7/8) amarelo alaranjado, apresentando uma matriz suportada, classificada como
areia muito fina, muito pobremente selecionada de assimetria muito positiva e curtose
muito platicúrtica.
Figura 81. Localização do Ponto de Coleta e Perfil Topográfico P-Q
166
Figura 82 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
167
Amostras P3797 e P3798 - Localizados na unidade geomorfológica do
pedimento. Neste ponto (Figura 83) foi realizada uma seção vertical (Figura 84) e
retirada de sedimentos tanto para análises granulométricas, geoquímicas e
geocronologia. A seção mediu 150 cm de espessura, os primeiros 100 cm composto por
um o material arenoso de coloração 7,5YR8/4 (amarelo claro), com estrutura maciça,
com presença de clastos flutuantes. Esses sedimentos foram classificados como areia
muito fina, muito pobremente selecionada de assimetria muito positiva e curtose
leptocúrtica. Logo em seguida a esse pacote, encontra-se outro material de cor
7.5YR8/2 (cinza claro), apresentando mosqueamento e classificado como areia muito
fina, assimetria muito positiva e curtose leptocúrtica.
Figura 83. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico N-O
168
Figura 84 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
169
Amostras P3792 e P3793 - corresponde a um pacote de sedimentos eólico,
encontrados na unidade denominada manto de areia. Esses sedimentos tem coloração
marrom muito claro (10YR 7/4). Neste ponto (Figura 85) foi realizada uma seção
vertical (Figura 86) com 450 cm e retirada de sedimentos para análises granulométricas,
geoquímica e geocronologia. Na primeira coleta a 100 cm do topo, o material apresenta
areia média, pobremente selecionada com assimetria muito positiva e curtose muito
platicúrtica. A segunda coleta a 370 cm do topo, o material apresenta-se formado por
areia média, pobremente selecionado, com assimetria muito positiva e curtose muito
leptocúrtica.
Figura 85. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico V-X
v
x
170
Figura 86 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
171
Amostras - P3789; P3790- Localizados embutidos na unidade geomorfológica
do pedimento, com origem relacionada a fluxo de detritos. Neste ponto (Figura 87) foi
realizada uma seção vertical (Figura 88) e retirada de sedimentos tanto para análises
granulométricas, geoquímica e geocronologia. Foi construída uma seção medindo 270
cm, os primeiros 70 cm de espessura são compostos por um material arenoso de
coloração 10YR8/6 (amarelo alaranjado), com estrutura maciça, esses sedimentos foram
classificados como areia muito fina, muito pobremente selecionada de assimetria muito
positiva e curtose muito platicúrtica. Logo abaixo se encontra um pacote de clasto
suportada com espessura de 110 cm, de coloração 5YR4/6 (vermelho-amarelo)
apresentando mosqueamento na cor vermelho (2,5YR5/8) composto por silte grosso,
com assimetria aproximadamente simétrica e curtose muito planticúrtica, apresenta
ainda muitos minerais primários intemperizáveis
Figura 87. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico T-U
172
Figura 88 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
173
Ainda no Ponto 3 (Figura 87 e 88) foi coletada outra amostra, P3791 – Trata-se
de um pacote com 300 cm (Figura 89) de espessura, inserido na unidade
geomorfológica do pedimento, apresentando duas seções verticais a primeira medindo
230 cm de um material areno argiloso e o segundo pacote apresentando uma alterita
medindo 70 cm de espessura. Na seção areno-argilosa foi coletada amostra para
geocronologia, sedimentologia e química total, na segunda seção foi coletada amostras
apenas para química total (P3791.1)
Figura 89 - Seção vertical, diagramas Shepard e Pejrup
174
Amostras P3811 e P3812, Localizadas no terraço fluvial da margem esquerda
do Rio São Francisco (Figura 90), com um perfil medindo 285 cm, dividido em 3
seções. Os primeiros 160 cm são composto de material areno argiloso, seguido por uma
cascalheira clastos suportadas com espessura de 40cm seguido por material
intemperizados do embasamento. Foram coletas duas amostras para sedimentologia e
geocronologia.
Figura 90 - Seção vertical, diagramas Shepard e Pejrup e Perfil Topográfico com a localização
do ponto de coleta
175
Amostra P3796 - corresponde a um pacote aluvial encontrado no terraço da margem
esquerda do Rio São Francisco. Neste ponto (Figura 91) foi realizada uma seção vertical
(Figura 92) para retirada de sedimentos tanto para análises granulométricas, geoquímica
e geocronologia. Foi encontrado um pacote de 40 cm com coloração 10YR5/4
(Marrom-Amarelado). Esse material foi classificado como areia grossa, pobremente
selecionado de assimetria positiva e curtose extremamente leptocúrtica.
Figura 91. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico A1-Z
176
Figura 92 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
177
Amostras P3794 e P3795 - Correspondem a um pacote de sedimentos eólicos,
encontrados em uma duna do tipo parabólica, apresentando estrutura de dissipação
(Blowout). Esses sedimentos tem coloração 10YR 7/4 (marrom muito claro). Neste
ponto (Figura 93) foi construído um perfil (Figura 94) e retirado amostras para análises
granulométricas, geoquímica e geocronologia. As coletas procedem-se no braço leste da
duna, onde foi construída uma seção vertical com 600 cm em uma massa arenosa onde
foram retiradas duas amostras a primeira a 150 cm do topo e a segunda a 350 cm do
topo. A amostra mais próxima do topo é constituída por areia grossa com material
moderadamente selecionado com assimetria positiva e curtose platicúrtica. Os
sedimentos mais próximos à base foram classificados com areia média, pobremente
selecionado, assimetria muito positiva e curtose muito leptocúrtica.
Figura 93. Localização do ponto de coleta e do perfil topográfico B1-C1
178
Figura 94 - Seção vertical, diagramas e perfil topográfico.
179
Tabela 7 – Classificação, seleção, assimetria e curtose
Classificação Seleção Assimetria Curtose % Cascalho
% Areia
% Silte
% Argila
P3789 Silte grosso Muito pobremente selecionado
Aproximadamente simétrica
Muito platicúrtica 7,757 38,55 18,81 34,89
P3790 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Muito positiva Muito platicúrtica 30,7 24,34 20,57 24,4
P3791 Silte grosso Muito pobremente selecionado
Aproximadamente simétrica
Muito platicúrtica 5,391 38,65 16,56 39,4
P3792 Areia média Pobremente selecionado Muito positiva Muito platicúrtica 21,81 68,18 9,149 0,8648
P3793 Areia grossa Pobremente selecionado Muito positiva Muito leptocúrtica 0 94,38 5,115 0,5057
P3794 Areia grossa Moderadamente selecionado
Positiva Platicúrtica 25,5 71,51 2,625 0,3695
P3795 Areia média Pobremente selecionado Muito positiva Muito leptocúrtica 0 92,81 6,671 0,5234
P3796 Areia grossa Pobremente selecionado Positiva Extremamente leptocúrtica
1,492 91,86 4,166 2,481
P3797 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Muito positiva Leptocúrtica 1,322 65,4 21,71 11,57
P3798 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Muito positiva Leptocúrtica 1,804 62,33 19,97 15,9
P3799 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Muito positiva Muito platicúrtica 3,176 52,79 20,17 23,86
P3800 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Positiva Muito platicúrtica 4,471 52,22 19,19 24,12
P3801 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Muito positiva Muito platicúrtica 7,06 50,94 18,41 23,59
P3802 Areia grossa Pobremente selecionado Muito positiva Muito platicúrtica 76,19 19,14 2,743 1,929
P3803 Areia muito grossa
Bem selecionado Muito positiva Muito platicúrtica 86,03 8,645 2,999 2,328
P3804 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Muito positiva Leptocúrtica 2,072 62,84 16,95 18,13
P3805 Silte grosso Muito pobremente selecionado
Muito positiva Leptocúrtica 1,958 58,84 18,27 20,94
P3806 Areia muito Muito pobremente Muito positiva Muito platicúrtica 1,775 54,23 14,13 29,86
180
fina selecionado
P3807 Silte grosso Muito pobremente selecionado
Positiva Muito platicúrtica 3,15 48,18 20,31 28,36
P3808 Silte grosso Muito pobremente selecionado
Aproximadamente simétrica
Muito platicúrtica 2,775 39,61 14,51 43,1
P3809 Silte médio Muito pobremente selecionado
Muito negativa Muito platicúrtica 2,935 36,05 12,3 48,71
P3810 Areia média Muito pobremente selecionado
Muito negativa Leptocúrtica 64,58 17,29 10,05 8,083
P3811 Areia muito fina
Muito pobremente selecionado
Negativa Leptocúrtica 7,213 47,95 43,99 0,8522
P3812 Areia fina Muito pobremente selecionado
Negativa Platicúrtica 16,99 42,44 40,07 0,5027
181
8. ANÁLISE DOS DADOS SEDIMENTOLÓGICOS
8.1 Resultados da Morfoscopia
A análise morfoscópica dos perfis demonstrou uma variação de minerais de quartzo
com grãos variando de muito angular, angular, sub-angular, sub-arredondados, arredondados,
presentes em todos os perfis com proporções que variam entre eles e bem arredondados (Tabela
8) apenas nos perfis referentes ao terraço do Rio São Francisco (P3796), Manto de Areia e
Dunas (P3794; P3795 e P3792; P3793). A esfericidade encontrada nos perfis variam de
baixa a mediana, sendo a maior porcentagem composta por grãos sub-prismoidais,
esféricos, discoidais e sub-discoidais, corroborando a interpretação de que os
sedimentos foram pouco trabalhados pelos fluxos de transporte. Nesta perspectiva pode-
se inferir que as áreas fontes estão próximas das áreas de deposição. No caso específico
das áreas com influência eólica, os valores variáveis da assimetria confirmam com a
hipótese de que as áreas fonte desses depósitos seriam sedimentos depositados pelo
próprio rio nos terraços e barras fluviais, uma vez que a assimetria (Tabela 7) refere-se
ao transporte fluvial e não da deposição eólica.
Há uma predominância do quartzo em todas as amostras com a presença de uma
proporção mínima de Iemenita, além da presença de Crisoberilo, Rutilo e concreções de
ferro. Alguns grãos de quartzo apresentam um revestimento ferruginoso, sendo, no
entanto predominantes os grãos de textura superficial brilhante e transparente, e grau de
arredondamento sub-prismoidal e sub-arredondado sugerindo que os sedimentos
sofreram transporte a uma distância relativamente curta.
182
Amostra Distribuição por Tamanho
Esfericidade Arredondamento Textura Superficial Opacidade Minerais
P3789 Heterogêneo Prismoidal 2% Muito Angular 12% Brilhante 74% Transparente 75% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 20% Angular 14% Polida 1% Opaco 25% Quartzo Ferruginoso,
Esférico 16% Sub-Angular 22% Fosca 25%
Ilmenita** e Rutilo**
Sub-Discoidal 31% Sub-Arredondado 37%
Discoidal 31% Arredondado 15%
P3790 Heterogêneo Sub-prismoidal 22% Muito Angular 12% Brilhante 57% Transparente 57% Quartzo, Qartzo Leitoso
Esférico 24% Angular 13% Fosca 43% Opaco 43% Quartzo Ferruginoso e
Sub-Discoidal 36% Sub-Angular 20%
Ilmenita **
Discoidal 21% Sub-Arredondado 37%
Arredondado 20%
P3791 Heterogêneo Prismoidal 3% Muito Angular 12% Brilhante 18% Transparente 18% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 20% Angular 16% Fosca 82% Opaco 82% Quartzo Ferruginoso e
Esférico 24% Sub-Angular 29%
Ilmenita**
Sub-Discoidal 35% Sub-Arredondado 41%
Discoidal 19% Arredondado 12%
P3792 Heterogêneo Prismoidal 0%- Muito Angular 11% Brilhante 58% Transparente 82% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 6% Angular 6% Polida 26% Opaco 18% Quartzo Ferruginoso, Ilmenita **
Esférico 17% Sub-Angular 14% Fosca 16%
Rutilo** Quartzo Transparente
Sub-Discoidal 42% Sub-Arredondado 32%
Quartzo Fumado
Discoidal 37% Arredondado 32%
Bem-Arredondado 7%
P3793 Heterogêneo Prismoidal 0% Muito Angular 5% Brilhante 77% Transparente 97% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 7% Angular 11% Polida 20% Opaco 3% Quartzo Ferruginoso, Ilmenita **
Esférico 21% Sub-Angular 9% Fosca 3%
Quartzo Transparente
Sub-Discoidal 44% Sub-Arredondado 36%
Quartzo Fumado, Quartzo Rosa
Discoidal 27% Arredondado 34%
Bem-Arredondado 5%
Tabela 8 - resultados obtidos na morfoscopia
183
P3794 Heterogêneo Sub-prismoidal 10% Muito Angular 3% Brilhante 48% Transparente 95% Quartzo, Qartzo Leitoso
Esférico 11% Angular 4% Polida 47% Opaco 5% Quartzo Ferruginoso, Ilmenita **
Sub-Discoidal 40% Sub-Angular 8% Fosca 4%
Quartzo Transparente e
Discoidal 39% Sub-Arredondado 24%
Quartzo Fumado
Arredondado 53%
Bem-Arredondado 8%
P3795 Heterogêneo Prismoidal 0% Muito Angular 4% Brilhante 71% Transparente 98% Quartzo, Quartzo Rutilado
Sub-prismoidal 12% Angular 3% Polida 28% Opaco 1% Quartzo Ferruginoso, Ilmenita **
Esférico 3% Sub-Angular 11% Fosca 1%
Concreções de Ferro
Sub-Discoidal 41%- Sub-Arredondado 27%
Discoidal 40% Arredondado 44%
Bem-Arredondado 6%
P3796 Heterogêneo Prismoidal 0% Muito Angular 5% Brilhante 57% Transparente 82% Quartzo, Quartzo Leitoso
Sub-prismoidal 14% Angular 11% Polida 25% Opaco 18% Quartzo Ferruginoso, Ilmenita **
Esférico 18% Sub-Angular 6% Fosca 18%
Concreções de Ferro, Quartzo Rutilado
Sub-Discoidal 45% Sub-Arredondado 25%
Rutilo**
Discoidal 23% Arredondado 44%
Bem-Arredondado 9%
P3797 Heterogêneo Sub-prismoidal 25% Muito Angular 4% Brilhante 88% Transparente 88% Quartzo, Qartzo Leitoso
Esférico 10% Angular 6% Fosca 12% Opaco 12% Quartzo Ferruginoso,
Sub-Discoidal 41% Sub-Angular 20%
Ilmenita**, Crisoberilo
Discoidal 24% Sub-Arredondado 41%
e Rutilo**
Arredondado 24%
P3798 Heterogêneo Prismoidal 3% Muito Angular 10% Brilhante 86% Transparente 86% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 25% Angular 16% Fosca 14% Opaco 14% Quartzo Ferruginoso,
Esférico 17% Sub-Angular 20%
Ilmenita**, Crisoberilo,
Sub-Discoidal 32% Sub-Arredondado 35%
Rutilo** e Concreções de Ferro
Discoidal 24% Arredondado 19%
184
P3799 Heterogêneo Prismoidal 2% Muito Angular 16% Brilhante 86% Transparente 86% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 22% Angular 7% Fosca 14% Opaco 14% Quartzo Ferruginoso e
Esférico 15% Sub-Angular 21%
Ilmenita** e Concreções de Ferro
Sub-Discoidal 35% Sub-Arredondado 36%
Discoidal 26% Arredondado 20%
P3800 Heterogêneo Sub-prismoidal 20% Muito Angular 9% Brilhante 93% Transparente 93% Quartzo, Qartzo Leitoso
Esférico 10% Angular 6% Fosca 7% Opaco 7% Quartzo Ferruginoso e
Sub-Discoidal 34% Sub-Angular 14%
Ilmenita**
Discoidal 36% Sub-Arredondado 32%
Arredondado 39%
P3801 Heterogêneo Prismoidal 4% Muito Angular 11% Brilhante 86% Transparente 86% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 20% Angular 11% Fosca 14% Opaco 14% Quartzo Ferruginoso e
Esférico 22% Sub-Angular 21%
Ilmenita**
Sub-Discoidal 29% Sub-Arredondado 34%
Discoidal 25% Arredondado 23%
Paleocanal Heterogêneo Prismoidal 3% Muito Angular 15% Brilhante 88% Transparente 88% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 21% Angular 12% Fosca 12% Opaco 12% Quartzo Ferruginoso e
Esférico 16% Sub-Angular 15%
Ilmenita**
Sub-Discoidal 40% Sub-Arredondado 28%
Discoidal 20% Arredondado 31%
Bem Arredondado 1%
P3802 Heterogêneo Prismoidal 3% Muito Angular 6% Brilhante 94% Transparente 94% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 22% Angular 14% Polida 1% Opaco 6% Quartzo Ferruginoso e
Esférico 9% Sub-Angular 20% Fosca 5%
Ilmenita** Rutilo**
Sub-Discoidal 41% Sub-Arredondado 35%
Discoidal 25% Arredondado 25%
P3802.1 Heterogêneo Prismoidal 2% Muito Angular 6% Brilhante 90% Transparente 90% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 20% Angular 17% Fosca 10% Opaco 10% Quartzo Ferruginoso e
185
Esférico 26% Sub-Angular 12%
Rutilo**
Sub-Discoidal 30% Sub-Arredondado 36%
Discoidal 19% Arredondado 17%
Bem Arredondado 3%
P3803 Heterogêneo Prismoidal 7% Muito Angular 12% Brilhante 89% Transparente 89% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 23% Angular 10% Fosca 11% Opaco 11% Quartzo Ferruginoso,
Esférico 15% Sub-Angular 21%
Ilmenita**, Crisoberilo,
Sub-Discoidal 33% Sub-Arredondado 34%
Rutilo** e Concreções de Ferro
Discoidal 21% Arredondado 22%
P3804 Heterogêneo Prismoidal 2% Muito Angular 9% Brilhante 93% Transparente 93% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 27% Angular 16% Fosca 7% Opaco 7% Quartzo Ferruginoso,
Esférico 21% Sub-Angular 18%
Ilmenita**
Sub-Discoidal 36% Sub-Arredondado 49%
Discoidal 18% Arredondado 12%
P3805 Heterogêneo Prismoidal 5% Muito Angular 12% Brilhante 88% Transparente 88% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 14% Angular 17% Fosca 12% Opaco 12% Quartzo Ferruginoso e
Esférico 24% Sub-Angular 16%
Rutilo**
Sub-Discoidal 35% Sub-Arredondado 37%
Discoidal 33% Arredondado 23%
Bem Arredondado 2%
P3806 Heterogêneo Prismoidal 2% Muito Angular 17% Brilhante 93% Transparente 94% Quartzo, Qartzo Ferruginoso
Sub-prismoidal 22% Angular 21% Polida 1% Opaco 6% Ilmenita** Crisoberilo
Esférico 32% Sub-Angular 12% Fosca 6%
Sub-Discoidal 32% Sub-Arredondado 30%
Discoidal 12% Arredondado 19%
Bem Arredondado 1%
P3807 Heterogêneo Prismoidal 2% Muito Angular 11% Brilhante 91% Transparente 91% Quartzo, Quartzo Ferruginoso,
Sub-prismoidal 22% Angular 22% Fosca 9% Opaco 9% Concreções de Ferro e Ilmenita**
186
Esférico 32% Sub-Angular 28%
Sub-Discoidal 31% Sub-Arredondado 34%
Discoidal 20% Arredondado 13%
P3808 Heterogêneo Prismoidal 7% Muito Angular 18% Brilhante 85% Transparente 85% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 27% Angular 30% Fosca 15% Opaco 15% Quartzo Ferruginoso,
Esférico 11% Sub-Angular 13%
Ilmenita**
Sub-Discoidal 44% Sub-Arredondado 33%
Discoidal 16% Arredondado 6%
P3809 Heterogêneo Prismoidal 7% Muito Angular 15% Brilhante 94% Transparente 94% Quartzo, Quartzo Ferruginoso,
Sub-prismoidal 20% Angular 30% Fosca 6% Opaco 6% e Ilmenita**
Esférico 18% Sub-Angular 21%
Sub-Discoidal 28% Sub-Arredondado 29%
Discoidal 28% Arredondado 3%
P3810 Heterogêneo Prismoidal 8% Muito Angular 8% Brilhante 89% Transparente 89% Quartzo, Qartzo Leitoso
Sub-prismoidal 18% Angular 21% Fosca 11% Opaco 11% Quartzo Ferruginoso,
Esférico 12% Sub-Angular 31%
Crisoberilo
Sub-Discoidal 41% Sub-Arredondado 35%
Discoidal 20% Arredondado 6%
187
8.2. QUÍMICA TOTAL DOS SEDIMENTOS
A determinação da composição química dos sedimentos permite caracterizá-los,
obtendo-se informações sobre a gênese dos materiais e o comportamento dos diversos
elementos durante o processo intempérico. Esta análise compreende a determinação dos
elementos expressos na forma de óxidos como o SiO2, Al2O3, Fe2O3, TiO2, ZrO2, entre
outros (VERDADE, 1972).
Figueiredo (1999) afirma que as quantidades dos óxidos irão variar devido às
diferenças de litopedomínios. Neste sentido, sedimentos ricos em Fe2O3 possivelmente
estão associados a rochas metamórficas, ao passo que o alto teor de, Al2O3 e SiO2 pode
ser atrelados a material de origem xistosa.
Na análise da concentração dos elementos facilmente mobilizados, como o
Cálcio (Ca) e o Enxofre (S) é extremamente baixa, que também pode ser observado na
concentração de Fósforo (P). Os teores de Sódio (Na) e Magnésio (Mg) também
mostram-se extremamente baixos, enquanto que a concentração de Potássio (K) possui
uma queda gradativa da base em direção ao topo. Todos os materiais coletados possuem
uma alta concentração de Silício (Si), Alumínio (Al) e Ferro (Fe). No que diz respeito às
concentrações dos elementos “imóveis” o Titânio (Ti) apresenta concentração mais
elevada que os demais elementos – Zircônio (Zr), Cromo (Cr) e Vanádio (V) (Tabela 8).
Dos elementos que possuem relativa mobilidade, nas amostras analisadas o K é
o único que possui concentrações relevantes, pois em condições normais de
intemperismo sua concentração tende a aumentar à medida que se aproxima do contato
com o substrato rochoso. Observa-se que há uma alternância nas quantidades de K e que
pode-se correlacionar os depósitos em três agrupamentos.
No primeiro caso, a concentração aumenta em direção ao substrato rochoso –
caso das amostras P3797; P3798 e P3804; P3805, e esta concentração de K estão
188
relacionadas ao aumento na concentração da argila na base dos perfis, que tanto pode
estar associada à translocação da argila dentro do perfil devido a uma evolução
pedológica, como se tratar de depósitos distintos onde o depósito de base estaria mais
evoluído quanto à geoquímica que o topo.
A segunda situação encontrada em relação à concentração do K seria ao
contrário da situação anterior, as maiores concentrações de K estarem no topo dos
perfis, como encontrados nas amostras P3789 e P3790, P3793 e P3792; P3799; P3801
e P3808; P3809, que não acompanham o aumento do teor de argila em direção à base
do perfil, corroborando com a interpretação de que são depósitos com estágios de
intemperismo distintos, e que, portanto denotam eventos deposicionais distintos.
Há ainda um terceiro grupo em que as concentrações de K são mais elevadas,
com concentrações que variam de 2,1% a 5,8%. Este aumento significativo pode ser
resultado de uma maior concentração de minerais primários como feldspatos potássicos
e materiais de origem xistosa.
Nos depósitos analisados observaram-se altos teores de SiO2 – que variam de
64,5% até 95,3% -, possivelmente reflexo tanto do material de origem quanto do grau
de amadurecimento destes depósitos. Levando-se em conta a primeira proposição, o
material de origem seria composto basicamente por rochas metamórficas e que o
transporte teria se dado a curta distância, corroborado pelos dados granulométricos e
morfoscópicos.
Neste sentido, no que tange aos índices de Fe2O3, os depósitos apresentam
valores relativamente baixos, não superiores a 6% de todo o material, com exceção da
cascalheira do ponto 6 que apresenta 7,8% de Fe2O3 – quase duas vezes mais que a
porcentagem do óxido encontrado na base deste perfil (P3801). Os maiores teores de
Fe2O3 foram encontrados no ponto 3 (P3790), com concentração de Fe2O3 bastante
189
semelhante ao encontrado na alterita que encontra-se logo abaixo deste pacote (P3790.
1) apresentando concentrações de 13,6% e 14,2%, respectivamente.
Este teor elevado de Fe2O3 nestes dois depósitos deve estar associado a um
enriquecimento do teor de Fe na área fonte destes depósitos. Quando se analisa
espacialmente a distribuição destes depósitos, nota-se que os mesmos encontram-se a
jusante de áreas fontes com litologia predominante de rochas metamórficas do
Complexo Rio Salitre, que apresenta formas ferríferas bandadas na sua composição, o
que explicaria os altos teores de Fe2O3 nestes depósitos.
Ainda correlacionando os sedimentos em relação às concentrações de Fe2O3,
nota-se que a cascalheira do ponto 6 pode estar relacionada aos perfis ricos neste óxido
e que este seria material retrabalhado do ponto 3 (P3790; P3791.1), haja vista que estes
perfis encontram-se relativamente alinhados em direção à calha do rio estando o ponto 6
a jusante do ponto 3 e este a jusante da área fonte.
190
Tabela 9 – Análise Química total
Amostra Na2O MgO Al2O3 SiO2 P2O5 SO3 K2O CaO Fe2O3 ZrO2 TiO2 Cr2O3 V2O5 PF
P3791.1 0.0 0.1 12.8 64.5 0.1 0.1 0.9 0.1 14.2 TRAÇO 0.7 0.1 0.0 6.4
P3789 0.0 0.1 20.0 65.9 TRAÇO 0.1 1.7 0.2 5.5 TRAÇO 0.8 0.1 0.0 5.5
P3790 0.0 0.1 18.8 56.9 TRAÇO 0.1 1.4 0.2 13.6 TRAÇO 0.0 0.1 0.1 7.8
P3791 0.0 0.1 15.8 67.4 TRAÇO TRAÇO 1.4 0.2 5.8 0.1 0.8 0.1 0.0 8.1
P3792 0.0 0.1 2.6 92.8 TRAÇO TRAÇO 1.7 0.2 0.7 0.1 0.4 0.1 0.0 1.4
P3793 0.0 0.1 2.1 93.1 TRAÇO TRAÇO 1.4 0.2 1.0 0.1 0.4 0.1 0.0 1.4
P3794 0.1 TRAÇO 1.6 94.4 TRAÇO 0.0 0.7 0.1 0.8 0.1 0.3 0.1 0.0 1.8
P3795 0.0 TRAÇO 1.9 95.3 TRAÇO 0.0 0.7 0.1 0.9 0.1 0.3 0.1 0.0 0.5
P3796 TRAÇO 0.2 8.2 82.5 0.1 0.0 3.3 0.5 2.9 0.1 0.8 0.1 0.0 1.4
P3797 0.0 TRAÇO 6.3 87.3 TRAÇO 0.0 1.7 0.1 1.2 TRAÇO 0.4 TRAÇO 0.0 2.9
P3798 0.0 0.1 8.6 84.1 TRAÇO 0.0 2.2 0.1 1.4 TRAÇO 0.5 0.1 0.0 2.8
P3799 TRAÇO 0.1 11.2 80.7 TRAÇO 0.0 0.8 0.1 3.1 0.1 0.7 TRAÇO 0.0 3.1
P3801 0.0 0.1 12.1 80.1 TRAÇO TRAÇO 1.0 0.1 3.1 TRAÇO 0.6 0.1 0.0 2.6
P3800 0.0 0.1 9.1 80.6 TRAÇO TRAÇO TRAÇO 0.7 4.5 0.1 0.6 TRAÇO 0.0 4.0
P3800.1 TRAÇO 0.1 12.1 73.3 0.1 0.1 0.9 0.2 7.8 0.1 0.7 TRAÇO 0.0 4.6
P3802 0.0 TRAÇO 4.4 88.2 TRAÇO TRAÇO 0.4 0.1 1.0 TRAÇO 0.2 0.1 0.0 5.5
P3803 0.2 0.4 7.5 79.4 TRAÇO TRAÇO 2.1 1.6 1.8 TRAÇO 0.4 0.1 0.0 6.2
P3804 TRAÇO TRAÇO 6.1 88.4 0.0 TRAÇO 0.6 0.1 2.0 0.0 0.3 0.1 0.0 2.2
P3805 0.0 0.1 7.2 85.7 0.0 TRAÇO 0.7 0.2 2.3 0.0 0.4 0.1 0.0 3.3
P3806 0.1 0.2 11.1 75.5 0.0 0.1 1.1 0.8 3.0 0.0 0.6 0.1 0.0 7.5
P3807 0.0 0.2 10.2 74.5 0.0 TRAÇO 2.3 0.3 3.2 0.0 1.1 0.1 0.0 8.0
P3808 TRAÇO 0.3 15.7 67.2 0.0 0.4 2.7 0.6 4.3 0.0 1.2 0.1 0.0 7.8
P3809 0.0 0.2 18.4 65.2 0.0 TRAÇO 2.5 0.9 5.2 0.0 1.1 0.1 0.0 6.1
P3810 0.2 0.2 9.6 73.5 0.0 TRAÇO 5.8 1.1 2.2 0.0 0.7 TRAÇO 0.0 6.7
PF: Valores de Perda de FOGO; TRAÇO: Concentração do elemento menor que 0,1%.
191
191
As concentrações elevadas de SiO2 e concentrações baixas de constituintes
pouco móveis nos horizontes superficiais, que teoricamente segundo Moreira &
Oliveira (2008) são mais intemperizados contraria a sequência natural de evolução, uma
vez que o SiO2 é um elemento facilmente mobilizado, saindo do sistema rapidamente,
ao passo que as concentrações de Al2O3, Fe2O3, TiO2 E ZrO2 aumentam por se tratarem
de elementos menos móveis.
Todos os perfis apresentam concentração de SiO2 numa relação topo/base
condizentes com o esperado, a exceção dos pontos localizados em áreas de dunas
(P3795; P3794), onde a relação é contraria contando com 94,4% no topo e 95,3% na
base. Porém as concentrações de Al2O3 não apresentam este aumento para a base do
perfil como era esperado. O perfil 3 (P3789; P3790) mesmo com concentrações de SiO2
maior no topo do perfil em relação à base, apresenta concentração de Al2O3 elevada na
mesma relação topo/base – que não é esperado na evolução geoquímica -, reforçando a
ideia de que são dois eventos deposicionais distintos.
Nos demais perfis onde há indícios de mais de um evento deposicional, a
concentração de SiO2 aumenta no topo e vai diminuindo em direção a base, ao passo
que as concentrações de Al2O3, Fe2O3, TiO2 e ZrO2 aumentam em direção a base como
esperado, evidenciando que a base desses perfis está há mais tempo sob influências do
intemperismo e, portanto, mais antigo, enquanto que a alta concentração de SiO2 no
topo indica que estes depósitos são mais recentes.
Devido à grande concentração de SiO2 é de se esperar que os sedimentos sejam
pobres em argila (como já demonstrado na análise granulométrica) e isto irá interferir na
concentração de ZrO2, por exemplo, haja vista que de acordo com Moniz (1972a);
Sudom & St. Arnaud (1971) este elemento irá se ligar de forma covalente com o
oxigênio devido a sua alta valência e seu forte campo magnético, e, portanto, tenderá a
192
192
se deslocar juntamente com a fração argila. Contudo, para todos os perfis a
concentração do ZrO2 é praticamente inexistente, resultado do baixíssimo percentual de
argila.
Relação semelhante pode ser observada entre o Ti, o Fe e a concentração da
fração argila. Também apresentam uma correlação forte em relação ao intemperismo,
uma vez que o aumento da quantidade da fração argila tende a aumentar os teores de Ti
e Fe em suas formas secundárias (TAYLOR & ENGGLETON, 2001).
A relação entre o Fe e o Ti tende a ser maior em suas fases minerais secundárias.
Nos materiais analisados há uma relação direta no aumento de TiO2 à medida que a
concentração de Fe2O3 também aumenta. A exceção se mostra somente na análise do
perfil 3 (P3789; P3791), pois mesmo sendo a quantidade de Fe2O3 maior na base do
perfil, o teor de TiO2 é menor que o encontrado no topo. Isto está intimamente
correlacionado a menor quantidade de argila na base deste perfil, que, portanto sugere a
participação de minerais primários.
O mesmo comportamento da relação Fe e Ti pode ser encontrado no ponto 6
(P3799; P3801) e ponto 14 (P3808, P3809) com quantidades inferiores de TiO2 na base
em detrimento ao aumento de Fe2O3. Nos demais perfis há o comportamento natural da
relação Fe e Ti, porém contam com valores menores que as coletas do perfil 3, resultado
da baixa quantidade da fração argila nestes depósitos.
Portanto, pela análise da química total dos sedimentos, pode-se inferir que estes
são muito pouco intemperizados, devido aos altos teores de SiO2 corroborados pela
grande quantidade de minerais primários encontrados na análise morfoscópica.
Ademais, as análises dos teores de Fe2O3, Al2O3, TiO2 e ZrO2 em cada perfil, sugerem
que estes são formados por depósitos distintos e cuja área fonte encontra-se
relativamente próxima.
193
193
8.2.1 Índices Ki e Kr
Determinada pela análise química total dos teores de Al2O3, SiO2 e Fe2O3, a
relação molecular Ki (SiO2/Al2O3) e Kr (SiO2/Al2O3 + Fe2O3) tem por objetivo
demonstrar a sequência de atuação do intemperismo, avaliando possíveis
descontinuidades. Os valores de Ki serão menores quanto mais avançados for o estágio
de intemperismo, pois devido ao fato destes índices representarem o quociente de
divisão dos elementos de maior mobilidade (Si) pelos elementos de menor mobilidade
(Al e Fe), podem ser usados como indicativos do grau de intemperismo (MONIZ,
1972c).
Moniz (1972a) afirma que os sedimentos geralmente estarão enquadrados em
quatro categorias de acordo com a combinação dos dois índices, a saber: Alíticos,
Sialíticos, Ferralíticos e Fersialíticos. Onde, sedimentos que apresentam Ki maior que
2,2 e Kr maior que 0,75 são classificados como Sialíticos, ricos em Si e Al e são pouco
intemperizados; com Ki ainda maior que 2,2 e Kr menor que 0,75 são classificados
como sedimentos Fersialíticos, contando com altas concentrações de Fe e Si, além de
mineralogicamente pouco intemperizados; já os sedimentos com índice Ki menores que
2,2 e Kr maior que 0,75 são considerados Alíticos, contendo pouco Si e muito Al,
sendo, portanto mais intemperizados; e por fim os sedimentos Ferralíticos, que possuem
Ki menor que 2,2 e Kr menor que 0,75 por conterem pouco Si e muito Fe e Al, sendo
muito intemperizados.
Nesta perspectiva, observando a tabela (9) referente aos índices Ki e Kr, nota-se
que todos os sedimentos apresentam índices que retratam sedimentos pouco
intemperizados, com índice Ki maior que 2,2 e Kr maior que 0,75. Deste modo, todos
os sedimentos são considerados como Sialíticos, ricos em Si e Al, possuindo assim
perfis estratigráficos com condições hidrolíticas de alteração. Os índices elevados de Ki
194
194
e Kr também retratam que o substrato rochoso da área fonte é rico em SiO2, cristalizado
principalmente na forma de quartzo além de indicar o pouco transporte destes materiais.
Tabela 10 – Concentração de Si, Al, Fe e índices Ki e Kr
Amostras Al2O3 Fe2O3 SiO2 Ki Kr
P3791.1 12.8 14.2 64.5 8,56 5,14
P3789 20.0 5.5 65.9 5,6 4,8
P3790 18.8 13.6 56.9 5,14 3,58
P3791 15.8 5.8 67.4 7,25 5,94
P3792 2.6 0.7 92.8 60,67 30,72
P3793 2.1 1.0 93.1 75,36 58,71
P3794 1.6 0.8 94.4 100,3 77,15
P3795 1.9 0.9 95.3 85,26 66,39
P3796 8.2 2.9 82.5 17,1 14,1
P3797 6.3 1.2 87.3 23,55 21,14
P3798 8.6 1.4 84.1 16,62 15,14
P3799 11.2 3.1 80.7 12,24 10,5
P3801 12.1 3.1 80.1 11,25 9,75
P3800 9.1 4.5 80.6 15,05 11,61
P3800.1 12.1 7.8 73.3 10,29 7,42
P3802 4.4 1.0 88.2 34,07 29,98
P3803 7.5 1.8 79.4 17,99 15,73
P3804 6.1 2.0 88.4 24,63 20,58
P3805 7.2 2.3 85.7 20,23 16,98
P3806 11.1 3.0 75.5 11,56 9,94
P3807 10.2 3.2 74.5 12,41 10,44
P3808 15.7 4.3 67.2 7,27 6,24
P3809 18.4 5.2 65.2 6,02 5,15
P3810 9.6 2.2 73.5 13,01 11,44
Os maiores índices de Ki e Kr, como já eram esperados, estão no ponto 1
(P3794; P3795) e ponto 4 (P3792; P3793) com valores Ki que variam de 60,67% a
100,3% e Kr que variam de 30,72% a 77,15%, sendo compostos quase que unicamente
por SiO2, com granulometria arenosa e tendo sua formação oriunda do transporte fluvial
195
195
e eólico. Além destes, outro ponto que possui índices elevados Ki e Kr foram
encontrados no ponto 8 (P3802), que possui valores 34,07% e 29,98%, respectivamente.
Na relação topo/base, a exceção do ponto 6 (P3808; P3809) que possuem
índices Ki e Kr da base maior que o topo, todos os demais perfis tem esta relação
contraria demonstrando que os sedimentos que se encontram na base dos perfis estão
mais intemperizados do que os encontrados no topo destes. Apesar dos índices Ki e Kr
indicarem que todos os sedimentos analisados são muito pouco intemperizados, pode-se
correlacionar a diferenciação nos valores a um grau de evolução de cada depósito e,
consequentemente, inferir sobre uma possível sequência deposicional. Portanto, nesta
perspectiva, os depósitos caracterizados pelo transporte eólico – P3792; P3793; P3794;
P3795– poderiam ser correlacionados como estando num mesmo estágio semelhante de
evolução intempérica, sendo a base mais antiga do que o topo desses perfis.
Outro grupo de depósitos que poderiam ser relacionados possui Ki variante entre
20,3% e 23,23% e Kr entre 16,98% e 21,14% encontrados, respectivamente na base e
no topo do ponto 10 (P3804; P3805) e no topo do ponto 5 (P3797), com índices Ki
23,55% e Kr 21,14%. Quando se atrela os valores Ki e Kr à localização espacial destes
perfis e suas análises granulométricas, pode-se inferir que se trata de materiais
semelhantes, principalmente o topo dos dois perfis, que pode ser indicativo de que estes
foram depositados numa mesma época posterior a base do ponto 10.
Uma mesma época de deposição pode ser atrelada a outro grupo de sedimentos
com índice Ki entre 17,99% e 15,05% e Kr variando entre 15,73% e 11,61%. Os
depósitos que contam com maiores índices Ki seria o ponto 2 (P3796) com 17,1% e o
ponto 9 (P3803) com Ki igual a 17,99%, sendo o maior índice de Si do primeiro
relacionado a uma maior dinâmica fluvial do Rio São Francisco, enquanto que o
segundo estaria relacionado a uma maior concentração de minerais primários ricos em
196
196
Si, uma vez que a área fonte destes sedimentos encontra-se muito próximas. Neste caso,
os índices não poderiam indicar uma mesma fase deposicional, apenas o grau de
evolução destes sedimentos frente ao intemperismo.
Contudo, uma relação de mesma época deposicional poderia ser inferida a partir
da análise dos índices Ki e Kr da base do ponto 5 (P3798) e a base do ponto 6 (P3801),
podendo o primeiro ser considerado menos evoluído, e consequentemente mais jovem
que o segundo. Além dos índices bastante semelhantes para os depósitos em questão, a
interpretação de um mesmo evento deposicional ou pelo menos eventos deposicionais
temporalmente próximos se dá pela proximidade espacial entre os pontos além da
semelhança granulométrica, tendo como único diferencial apenas uma quantidade
superior de Fe2O3 na base do ponto 5 (P3798), que pode estar relacionada à subida e
descida do lençol freático (indicado por mosqueamentos), o que justificaria o maior teor
de Fe.
As coletas cujos índices Ki apresentam-se variantes entre 13,01% e 10,29% e Kr
entre 11,44% e 7,42% podem ser agrupados em um quarto grupo de evolução
intempérica atrelada a uma possível convergência de eventos deposicionais. O ponto 12
(P3807) e o topo do ponto 6 (P3799) possuem índices bastante semelhantes entre si,
demonstrando que ambas se encontram num mesmo estágio de evolução geoquímica,
corroborados pela quantidade dos demais elementos, além das características
granulométricas semelhantes. Associado a esta mesma situação, pode-se citar o ponto
11 (P3806) que contém índices Ki e Kr um pouco mais elevado que os indicados
anteriormente (11,56% e 9,94%), podendo indicar um depósito mais antigo, mas
possuindo as mesmas características morfoscópicas e granulométricas que os depósitos
anteriores.
197
197
Com os índices Ki e Kr na cascalheira do ponto 6 – 10,29% e 7,42 -, demonstra
que este seria mais evoluído geoquimicamente em relação ao topo e a base deste perfil.
Porém, quando se analisa somente os valores dos índices encontrados para o topo
(P3799) – com Ki 12,24% e Kr 10,5% - e base (P3801) – Ki 15,05% e Kr 11,61% -
nota-se que a base é menos evoluída geoquímicamente, e consequentemente menos
intemperizada, que o topo do perfil, quando a relação esperada é o contrário,
corroborando com a hipótese de depósitos deposicionais distintos. Entretanto deve-se
levar em consideração que tanto a cascalheira quando o topo do perfil pode estar
enriquecido com minerais primários ricos em Fe, interferindo assim nos valores dos
índices Ki e Kr e não necessariamente indicando que estes estão mais evoluídos
geoquimicamente que a base deste perfil.
Por fim, o grupo de correlação dos índices Ki e Kr, caracterizado pelos menores
índices. Estando esses materiais mais tempo sob a ação do intemperismo, estes perfis
possuem índices Ki que varia entre 5,14% a 7,27% e Kr variando entre 3,58% a 6,24%.
A ideia de depósitos mais amadurecidos geoquimicamente é corroborada quando se
analisa os valores Ki e Kr do ponto 14 (P3808; P3809) – Ki 7,27% e 6,02%; Kr 6,24%
e 5,15%, respectivamente -, haja vista que há um aumento significativo dos teores de Al
e Fe quando comparados com os demais depósitos e reforçados pela análise
granulométrica com uma maior concentração da fração argila.
Entretanto o ponto 3 (P3789; P3790) e as amostras (P3791.1 - Alterita, P3791)
apresentam os menores índices Ki (5,6%, 5,14% e 7,25%) e Kr (4,8%, 3,58% e 5,94%),
respectivamente e que estes estariam mais intemperizados e consequentemente oriundos
de eventos deposicionais mais antigos. Porém, quando se associa a estes resultados os
demais parâmetros (granulometria e morfoscopia) percebe-se que este perfil é bastante
arenoso comparado ao ponto 14 (P3808 e P3809), e que os altos índices de Fe2O3 e
198
198
Al2O3 estão associados a um enriquecimento proveniente de minerais em sua forma
cristalizada e não secundária em forma de argilominerais, que seria esperado de um
depósito geoquímicamente mais evoluído.
8.2.2 Comportamento das curvas de concentração dos elementos “imóveis”
Os elementos de menor mobilidade - Fe, Ti, Al e Zr – (Tabela 11) apresentam
características que demonstram variações no comportamento destes elementos, sendo
alguns até considerados erráticos. Com a finalidade de melhorar a visualização das
curvas foi atribuídos aos elementos ZrO2 e TiO2 a potência de 10¹.
Tabela 11 – Relação dos elementos “imóveis”
Amostras Al2O3 Fe2O3t ZrO2 x (10¹) TiO2 x (10¹)
P3791.1 12.8 14.2 0 7
P3789 20.0 5.5 0 8
P3790 18.8 13.6 0 0
P3791 15.8 5.8 1 8
P3792 2.6 0.7 1 4
P3793 2.1 1.0 1 4
P3794 1.6 0.8 1 3
P3795 1.9 0.9 1 3
P3796 8.2 2.9 1 8
P3797 6.3 1.2 0 4
P3798 8.6 1.4 0 5
P3799 11.2 3.1 1 7
P3801 12.1 3.1 0 6
P3800 9.1 4.5 1 6
P3800.1 12.1 7.8 1 7
P3802 4.4 1.0 0 2
P3803 7.5 1.8 0 4
P3804 6.1 2.0 0 3
P3805 7.2 2.3 0 4
P3806 11.1 3.0 0 6
P3807 10.2 3.2 0 11
P3808 15.7 4.3 0 12
P3809 18.4 5.2 0 11
P3810 9.6 2.2 0 7
199
199
As curvas referentes ao ponto 1 (P3794; P3795) não exprimem mudanças
bruscas no comportamento entre os elementos entre si. Exibem valores relativamente
baixos de Al2O3 e Fe2O3 com um leve enriquecimento do teor de Al e Fe na base do
perfil, enquanto que as concentrações de Ti e Zr permanecem constantes na relação
topo/base. Esta mesma dinâmica foi observada no comportamento dos elementos
presentes no ponto 4 (P3792, P3793) e os valores encontrados para a concentração de
Ti indicam que o perfil possivelmente é geoquimicamente mais evoluído que o perfil 1,
indicando que o perfil 4 foi depositado anteriormente ao perfil 1 (Figura 95).
Figura 95 – Curva de concentração dos elementos “imóveis”
Já o ponto 3 (P3789; P3790) apresentam os maiores teores de Fe de todos os
sedimentos coletados, possuindo concentrações duas vezes mais que o encontrado para
os demais pontos. Como esperado, a relação topo/base é mantida, sendo o topo rico em
Al em detrimento a concentração de Fe, uma vez que na base a relação é justamente o
contrário. Porém a concentração do Ti e do Zr não foram detectadas, sendo, portanto um
200
200
indício de que neste perfil os sedimentos estão pouco amadurecidos, uma vez que estes
elementos se prendem fortemente às partículas coloidais encontradas na fração argila.
Estes depósitos podem ser ratificados pelo depósito a jusante (P3791 e P3791.1)
e a alterita encontrada na base do perfil 7 (P3800), pois pelo comportamento dos
elementos, percebe-se que estes são bastante semelhantes, sobretudo a coleta P3791 e a
P3791.1, a exceção do teor de Ti. Como observado anteriormente, o teor elevado de Fe
em relação aos demais sedimentos coletados pode ser justificado pela gênese do
material, composta por rochas ricas em Fe e que o transporte deste material teria se dado
a curta distância, no caso da base do perfil 3, uma vez que os valores de concentração
dos elementos são muito semelhantes.
O ponto 2 (P3796) apresenta uma curva dos elementos “imóveis” que
demonstram um baixo amadurecimento levando-se em consideração o teor de Fe.
Contudo, quando se analisa a concentração do Ti, este teria um grau de amadurecimento
semelhante aos depósitos encontrados no perfil 3 (P3789; P3790; P3791). Esta
concentração mais elevada do TiO2 neste perfil, possivelmente pode esta associada à
dinâmica fluvial que seria responsável pelo transporte de sedimentos previamente
intemperizados e o Ti ter permanecido no momento que este material tenha sido
depositado.
O comportamento do Al, Fe, Ti e Zr na relação topo/base no perfil 5 (P3797;
P3798), perfil 6 (P3799; P2801), perfil 10 (P3804; P3805) e perfil 14 (P3808; P3809),
apresentam-se como esperado. Há um aumento da concentração de Fe2O3 em direção à
base e aumento na concentração do TiO2. No que tange às concentrações de Al2O3 estes
não seguiram a tendência esperada para a evolução do manto de intemperismo, onde há
perfis em que o Al tende a se concentrar na base, quando o esperado é que ele se
concentre nos perfis superiores. Estes valores reforçam com a interpretação de que estes
201
201
sedimentos forma depositados em épocas distintas e que esta sedimentação é recente.
No perfil 6 (P3799; P3081), fica evidente estes diferentes momentos da sedimentação
quando se analisa o comportamento das curvas de concentração do Fe, Al e Ti e
confronta-os com a curva observada na cascalheira deste mesmo perfil.
Correlacionado o comportamento dos elementos “imóveis” com o grau de
amadurecimento pode-se propor que o perfil 7 (P3800) e perfil 11(P3806) seriam de
uma mesma época deposicional ou de mesma proveniência, sendo o sedimento do
perfil 7 levemente mais amadurecido que o perfil 11 e, portanto, provavelmente mais
antigo. A mesma relação pode ser feita como os perfil 8 (P3802) e 9 (P3803), pois
apesar destes dois depósitos apresentarem teores de Fe, Al e Ti semelhantes, o segundo
possui valores maiores, o que denota um maior amadurecimento e consequentemente
uma idade de deposição mais antiga que o primeiro.
Os dois últimos perfis a serem concatenados estão localizados na bacia riacho do
Pontal, ponto 12 (P3807) e ponto 13 (P3810), espacialmente mais distantes dos demais
pontos de coleta. No comportamento das curvas representativas das concentrações de Fe
e Ti, elas indicam que o primeiro é mais amadurecido geoquimicamente que o segundo
devido a uma maior concentração destes elementos. Contudo, a concentração mais
elevada de Al pode indicar que apesar do ponto 12 ter maiores concentrações de Fe e Ti,
este seria mais jovem que o ponto 13 e seria formado por materiais previamente
intemperizados ou ainda que o material de origem fosse rico em minerais contendo Ti, o
que explicaria a elevada concentração deste elemento em relação aos demais pontos
coletados.
202
202
8.2.3 Razão Zr/Ti
Considerados elementos de grande estabilidade frente aos processos
intempéricos, o Zr e o Ti tem sido utilizados como indicadores da quantidade do
material de origem que passou por processos intempéricos a fim de produzir
determinado volume de solo, além de indicar a ocorrência de descontinuidades
litológicas e sedimentação de material alóctone no perfil (MARSHALL, 1940;
CHAPMAN & HORN, 1968; SUDOM & ARNAUD, 1971; LUZ et al, 1992;
MOREIRA & OLIVEIRA, 2008).
Maynard (1992) assevera que se a relação Zr/Ti tiver um desvio maior que 100%
a partir dos dados encontrados para o substrato rochoso em materiais muito
intemperizados, seguramente trata-se de matéria alóctone. Contudo Touni et al (2003)
sugerem que no caso de sedimentação alóctone associada a sedimentos do material de
origem, é preciso que haja mudanças abruptas e aumento dos valores da razão Zr/Ti em
direção ao topo do perfil.
Taylor e Enggleton (2001) afirmam que pode ser utilizada a relação entre os
elementos Zr e Ti através da razão onde a porcentagem de ZrO2 é dividida pela
porcentagem de TiO2 (% ZrO2/ % TiO2). Entretanto, para os fins deste trabalho,
multiplicou-se a razão por 10 elevados a potência de dois (10²) para que não se
obtivesse valores muito baixos. A relação entre o Zr e Ti nos perfis analisados podem
ser agrupadas em dois grupos, onde o primeiro seria composto pelos perfis que foi
possível estabelecer a relação; e o segundo grupo seria formado pelos perfis onde a
razão teve valor zero, por não possuírem valores de Zr (Tabela 10).
203
203
Tabela 10 – Concentração entre os elementos Zr e Ti e a razão entre eles
Amostras ZrO2 TiO2 Zr\Ti (10²)
P3791.1 TRAÇO 0.7 Não determinado
P3789 TRAÇO 0.8 Não determinado
P3790 TRAÇO 0.0 Não determinado
P3791 0.1 0.8 12,5
P3792 0.1 0.4 25
P3793 0.1 0.4 25
P3794 0.1 0.3 33,3
P3795 0.1 0.3 33,3
P3796 0.1 0.8 12,5
P3797 TRAÇO 0.4 Não determinado
P3798 TRAÇO 0.5 Não determinado
P3799 0.1 0.7 14,28
P3801 TRAÇO 0.6 Não determinado
P3800 0.1 0.6 16,66
P3800.1 0.1 0.7 14,28
P3802 TRAÇO 0.2 Não determinado
P3803 TRAÇO 0.4 Não determinado
P3804 0.0 0.3 0
P3805 0.0 0.4 0
P3806 0.0 0.6 0
P3807 0.0 1.1 0
P3808 0.0 1.2 0
P3809 0.0 1.1 0
P3810 0.0 0.7 0
Na investigação do perfil 1 (P3794; P3795), figura 96, percebe-se que, de
acordo com os valores da razão Zr/Ti possuem a mesma área fonte, tanto para o topo
quando para a base do perfil. Porém por se tratar de uma sedimentação de origem
eólica, não se pode precisar apenas com esses dados, se a área fonte está próxima ou
distante e este mesmo raciocínio pode ser utilizado para o perfil 4 (P3792; P3793).
Quando se relaciona os dados destes depósitos com os dados dos depósitos que
seguramente tem como área fonte as áreas mais elevadas a montante dos depósitos em
questão, como no caso do perfil 3 na coleta P3791, que seria um depósito retrabalhado
de alterita, nota-se que de fato os materiais de origem do perfil 1 e 4 são distintos dos
demais depósitos coletados.
204
204
Figura 96 – Curvas de concentração da razão Zr/Ti por amostras
Esta relação pode ser considerada para os demais perfis, onde o perfil 3.1 pode
ter o mesmo material de origem dos depósitos coletados no perfil 2 (P3793), bem como
os sedimentos do perfil 6 (P3799; Cascalheira, P3801). Os valores destes últimos
depósitos, mesmo indicando o mesmo material de origem, apoiam com a ideia de
momentos deposicionais distintos.
Através das curvas de valores da relação Zr/Ti conclui-se que os perfis avaliados
seguramente são de origem alóctone, entretanto, o transporte de material se deu a curta
distância, seja da alterita ou remobilização de um coluvionamento, no caso dos
depósitos de origem coluvial/aluvial estes não diferem muito do perfil de alteração. As
diferenças litológicas significativas que são refletidas na granulometria e mineralogia
como também na química total, podem ser percebidas na comparação dos materiais de
origem coluvial com os de origem eólica, ratificando a ideia de origem diferente.
205
205
8.3. Datação dos Sedimentos
Com base nas evidências sedimentológicas apresentadas, mais os dados da
geocronologia, foram possíveis reconstruir qualitativamente os diversos cenários da
dinâmica geomorfológica responsáveis pela gênese dos Latossolos no Oeste
Pernambucano.
As concentrações de radioisótopos medidos e idades finais foram agrupadas para
uma melhor visualização dos resultados (Tabela 12)
Tabela 12 – Distribuição anual de Th, U, K e cálculo das idades finais das amostras.
Código Th (ppm) U (ppm) K% Dose
Anual
µGy/ano)
P
(Gy)
Idades
P3789 9,081±0,327 3,777±0,187 1,616±0,234 3.500±310 32,0 9.130±1.270
P3790 11,937±0,430 2,970±0,152 0,613±0,089 2.480±165 23,8 9.600±1.100
P3791 8,300±0,299 2,218±0,067 0,507±0,074 1.900±115 19,6 10.350±1.150
P3792 4,219±0,152 1,771±0,149 0,426±0,062 1.400±110 17,9 12.750±1.600
P3793 3,410±0,123 1,493±0,134 0,645±0,094 1.500±140 2,5 1.700±230
P3794 3,140±0,113 1,156±0,081 0,433±0,063 1.180±95 4,5 3.800±500
P3795 4,455±0,160 1,084±0,151 0,637±0,092 1.460±145 7,3 5.000±750
P3796 10,519±0,379 2,680±0,018 0,865±0,125 2.540±160 1,1 450±50
P3797 5,480±0,197 1,539±0,111 0,477±0,069 1.500±115 10,5 7.000±890
P3798 6,069±0,218 1,684±0,031 0,643±0,093 1.740±120 15,7 9.000±1.070
P3799 10,269±0,370 2,430±0,262 0,893±0,129 2.500±230 27,1 10.840±1.530
P3800 10,166±0,366 2,639±0,176 0,847±0,123 2.510±200 29,9 11.930±1.540
P3801 9,630±0,347 2,662±0,254 0,368±0,053 1.985±25,5 25,5 12.850±1.590
P3802 3,689±0,133 1,653±0,203 0,582±0,084 1.500±150 3,5 2.350±350
P3803 8,983±0,323 2,403±0,171 0,822±0,119 2.310±190 13,1 5.700±750
P3804 8,852±0,319 1,961±0,016 0,623±0,090 2.000±120 25,4 12.700±1.400
P3805 9,311±0,335 2,917±0,122 0,577±0,084 2.230±140 35,2 15.800±1.800
P3806 10,531±0,379 3,166±0,144 0,788±0,114 2.610±180 18,3 7.000±840
P3807 12,420±0,447 3,345±0,391 1,014±0,147 3.000±285 13,5 4.500±650
P3808 9,707±0,349 2,348±0,028 1,516±0,220 3.080±260 19,0 6.180±830
P3809 8,993±0,324 2,497±0,059 0,665±0,096 2.200±140 15,6 7.150±810
P3810 12,193±0,439 3,232±0,234 1,190±0,173 3.160±270 27,7 8.800±1.100
P3811 2.900± 22,7 7.800±
P3812 2.600± 51,8 19.800±
Para melhor compreensão das dinâmicas geomorfológicas associadas aos
Latossolos e associações, as coletas foram separadas por tipos de processos
206
206
responsáveis pela origem dos sedimentos, sendo esses os ambientes coluviais;
ambientes colúvio-aluvial e fluvial eólico e ambiente eólico.
8.3.1 Ambiente Coluvial
Neste ambiente encontram-se os sedimentos que sofreram transporte
gravitacional de encosta, sendo as amostras P3789; P3790; P3791; P3807;
P3809; P3810.
P3789; P3790; P3791 – Fluxo de Detrito
O primeiro pacote formado pelas amostras (P3789; P3790) respectivamente
apresenta duas sucessões de preenchimento com sobreposição vertical com espessura de
270 cm. Os primeiros 80 cm do material apresentam um pacote constituído por silte
grosso, com estrutura maciça, seguida por uma deposição com 100 cm de espessura de
cascalheira clastos suportada.
O primeiro pacote amostrado, o material arenoso apresentou uma idade de
9.130AP. A unidade da cascalheira com clastos suportados possui uma idade de
9.600AP, também com energia gravitacional moderada, sendo essa capaz de remobilizar
os mantos de intemperismo localmente. A partir dessas datas é possível construir a
hipótese de que se trata de um único evento ou pulsos de eventos de mesma gênese,
onde no primeiro momento foi capaz de depositar o material mais grosso e logo em
seguida os mais finos.
O Segundo perfil amostrado (P3791), apresenta um pacote constituído por silte
grosso, muito parecido com o material da amostra P3789, apresentando 100 cm de
espessura e idade de 10.350AP, assentado sobre um pacote de rocha alterada de
espessura indeterminada.
É possível concluir que esses depósitos teriam sidos gerados como resultado
final de eventos de magnitude moderada.
207
207
P3808; P3809 – Fluxo de Lama
Trata-se de uma rampa coluvial exibindo duas seções de unidades coluviais com
120 cm de espessura separada por um gradiente textural, os primeiros 30 cm é composto
por areia argilosa com idade de 6.180AP apontando para ocorrência de eventos
torrenciais durante o ótimo climático do Holoceno. O nível inferior com 90 cm de
espessura, composto por cascalheira matriz suportada, com idade de 7.150AP,
apresentando mosqueamento, o que possivelmente indica uma variação da
disponibilidade de água no perfil.
Esse perfil permite aventar a hipótese de que foi gerado a partir de um evento de
hidro dinâmica moderada do ótimo climático, capaz de depositar sedimentos de
granulometria diferenciadas, fluxos de lama e deposição em forma de leques.
P3807 – Fluxo de Lama
Trata-se de um pacote coluvial encontrado no terço inferior de uma rampa suave,
o perfil mede 65 cm de espessura composta por areia argilosa, condicionada
possivelmente por um regime gravitacional de magnitude moderada a alta com idade de
4.500AP relacionada a uma melhoria climática do final do Holoceno médio, capaz de
remobilizar mantos de alteração delgados cuja vegetação, não teria a capacidade de reter
na paisagem.
8.3.2 Ambiente Coluvial/Aluvial
Neste ambiente encontram-se os sedimentos que sofreram transporte
gravitacional de encosta e foram retrabalhados pela ação fluvial, representado pela
amostra P3810
P3810 – Terraço Fluvial
208
208
Trata-se de um pacote coluvial/Aluvial encontrado no terraço de um rio
intermitente, com 135 cm de espessura composto por areia média, de idade 8.800AP,
relacionado a um possivelmente retrabalhamento de sedimentos coluviais remobilizados
devido a um evento de magnitude hidrodinâmica alta relacionado ao termino da
transição Pleistoceno/Holoceno.
8.3.3 Ambiente Fluvial Eólico
Neste ambiente encontram-se os sedimentos que sofreram transporte fluvial e
em algum momento foram retrabalhados pela ação dos ventos. As amostras referentes a
este ambiente são: P3796; P3797; P3798; P3799; P3800; P3801; P3082; P3803; P3804;
P3805; P3806.
P3796; P3811 e P3812 - Terraço Fluvial do Rio São Francisco
P3796 corresponde a um pacote aluvial, com espessura de 40 cm,
encontrado no terraço da margem esquerda do Rio São Francisco, sendo composto por
areia, e evidenciando regime de hidrodinâmica alta datando de 450Ap. É possível
aventar a hipótese de que esse material arenoso foi depositado durante um período mais
seco do Holoceno Superior.
P3811 e P3812 foram amostradas em um pacote aluvial com espessura total de
280 cm de hidrodinâmica muito alta, o primeiro pacote (P3811), composto por areia
síltica resultou na idade de 7.800AP, relacionado ao ótimo climático do Holoceno,
evidenciando um período de cheia aonde o Rio São Francisco chegou a alcançar um
nível de terraço muito superior AO atual.
A amostra P3812, retirada na parte inferior do perfil, composta por uma
cascalheira suportada por matriz, resultou na idade de 19.800AP, remetendo a episódios
torrenciais do UMG.
209
209
P3797/P3798 - P3799 /P3081 - P3800 – P3802 - P3803 – P3804/P3805 –
P3806 - Mancha de Latossolo e Associações
Trata-se de um pacote sedimentar apresentando duas sucessões de
preenchimento, com 150 cm de espessura de um material formado por areia muito fina,
com colorações diferentes. A primeira unidade amostrada (P3797), com 100 cm de
espessura, apresentando clastos flutuando em matriz, apresentou uma idade de 7.000AP,
geocronologicamente correlata às idades obtidas nas coletas (P3808; P3809), ou seja, o
mesmo evento do final do ótimo climático, capaz de depositar sedimentos de
granulometria diferenciadas, fluxos de lama e deposição em forma de leques nas áreas
mais elevadas, em quanto nas áreas rebaixadas extravasamento dos canais de drenagem,
sendo essa a possível origem dos sedimentos oriundos da coleta (P3797).
O Pacote referente à amostra P3798, com 50 cm de espessura apresenta
mosqueamento leve e idade de 9.000AP. Geocronologicamente as idades obtidas nas
amostras (P3789; P3790) retratam um único evento ou pulsos de hidrodinâmica baixa
ou moderada. Eventos de mesma gênese, capazes de remobilizar sedimentos mais finos
nas áreas de encostas, como também transbordar os canais de fluxo, extrapolando o
limite da sedimentação.
P3799 - P3081 - Trata-se de um pacote com 310 cm de espessura de um material
composto por areia argilosa à síltico argilosa, sendo essa espessura dividida em três
unidades. No entanto, a unidade intermediária, entre a base e topo, não foi amostrada
devido à grande quantidade de clastos com até 35 cm de diâmetro, sendo esta unidade
um possível depósito de canal componente de um sistema de drenagem anastomosado.
A primeira unidade amostrada (P3799) apresenta 190 cm de espessura de uma
areia muito fina com estrutura maciça, com idade de 10.840AP. A base do perfil
(P3081), com uma espessura de 80 cm, constitui uma cascalheira matriz suportada por
areia muito fina, forneceu uma idade de 12.850AP. A cronologia dos depósitos permite
210
210
concluir que durante esse período ocorreram episódios torrenciais relacionados ao
Último Máximo Glacial como pode ser visto pela idade da amostra P3805. Esses
eventos de torrencialidades perduraram até a transição Pleistoceno/Holoceno,
adentrando o Holoceno Superior como pode ser visto nas amostras P3797 e P3798.
P3800 - Perfil com 250 cm de espessura de uma areia argilosa com idade de
11.930AP. A partir dessa idade é possível ter a ideia de que este pacote seja correlato ao
deposito referente ao paleocanal que separa as unidades P3799 e P3801. Sendo gerado
por eventos de maior torrencialidades durante o final do UMG.
P3802 – Pacote com 170 cm de espessura composto por areia argilosa com idade
de 2.350AP, datando do Holoceno inferior, originado possivelmente por uma melhoria
climática.
P3803 – Trata-se de um depósito com 80 cm de espessura de um material
arenoso com idade de 5.700AP, apontando para a ocorrência de eventos torrenciais
climático durante o Holoceno Médio, relacionados ao ótimo climático, correlatos aos
resultados obtidos nas amostras P3807; P3808; P3809 e P3797.
P3804 - P3805 – Trata-se de um pacote com duas unidades estratigráficas
medindo no total 290 cm de espessura composto por um material de areia argilosa. A
primeira unidade amostrada (P3804) apresentou idade de 12.700AP, equivalente ao
final do UMG. O segundo pacote amostrado tem 50 cm de espessura, apresentando um
material composto por areia de idade de 15.800AP, inserido totalmente no período do
UMG, onde o clima se mostrava mais seco com episódios torrenciais, sendo a vegetação
de caatinga esparsa incapaz de reter os sedimentos.
P3806 – Trata-se de um único pacote encontrado no terraço de um rio
intermitente com 120 cm de espessura, apresentando mosqueamento em sua base e
presença de clastos suportados por areia argilosa com idade de 7.000AP, tratando-se do
211
211
mesmo evento relacionados à origem das amostras P3797 e P3809, relacionado ao
ótimo climático do Holoceno.
8.3.4 Ambiente Eólico
Neste ambiente encontram-se os sedimentos que sofreram transporte pela
força dos ventos, sendo as amostras P3792; P3793; P3794; P3795.
P3792; P3793 – Manto de Areia
São sedimentos encontrados em uma unidade denominada manto de
areia, próximo ao Rio São Francisco. O perfil amostrado mediu 450 cm de espessura de
um material formado por areia síltica, sem nenhuma discordância aparente. Foram
retiradas duas amostras, a primeira (P3793) no topo apresentou uma idade de 1.700 AP
datando do Holoceno Inferior, demostrando um possível clima mais seco que o atual. A
segunda amostra retirada na base (P3792) apresentou uma idade de 12.750 AP
correspondente à idade mínima de estabelecimento desse manto de areia, remontando ao
final do UMG do Pleistoceno, corroborando a existência de um período seco assim
como observado no resultados das amostras P3800; P3801; P3804; P3805.
P3794; P3795 – Dunas
Trata-se de sedimentos coletados no braço leste de uma duna Parabólica.
O perfil apresentou 600 cm de espessura, não foi possível observar nenhuma estrutura
sedimentar nem discordâncias erosivas. Foram coletadas duas amostras relativas ao topo
e base do perfil respectivamente.
A primeira amostra referente ao topo (P3794) apresentou uma idade de
3.800AP, e a base (P3805) apresentou idade de 5.000AP, o que demostra que
possivelmente durante esse período do Holoceno houve intensa atividade eólica na área,
trazendo uma evidência de clima semiárido severo após o final do ótimo climático.
212
212
8.4 CORRELAÇÕES DAS IDADES OBTIDAS COM TRABALHOS
PUBLICADOS
As amostras que compreendem o período do Ultimo Máximo Glacial (UMG)
19.800AP e 15.800AP, demostram a ocorrência de período mais seco e torrencial.
Cabral (2014) em um estudo sobre a evolução do campo de dunas na bacia GI-8,
corrobora a ideia de que durante o Interstadial e o UMG o clima da área fora mais seco,
a partir de idade obtida na base do perfil de uma duna parabólica com idade de
30.400AP de acordo também com Barreto (1996), com idades máximas obtidas de
28.000AP, em dunas encontradas às margens do Rio São Francisco. Segundo pesquisas
de Mutzenberg (2007) com sedimentos aprisionados em plainos aluviais no rio
Carnaúba no - RN, e Silva (2007; 2012), estudando camadas sedimentares aprisionadas
em cacimbas localizadas em Brejo da Madre de Deus, e Afrânio-PE, constata-se que os
eventos deposicionais analisados estão relacionados provavelmente a um clima mais
frio e seco com eventos sazonais de alto grau pluviométrico, ou seja, grande
torrencialidade. Este fato também foi atestado por Stute (1995) e Raczka (2009),
relatando para o período a redução de 5º a 6º graus na temperatura média regional.
Auler (2001) relata nesse período maior pluviosidade relacionada à ocorrência
de depósitos de travertino nas cavernas no norte da Bahia. Sifeddine (2003) relata uma
alta variação no fluxo de areia quartzosa, causado por transporte eólico, e os dados
sísmicos indicam camadas ricas em matéria orgânica e sílica biogênica, indicando que o
período seco foi interrompido por uma situação de umidade no período de 21.000AP a
17.400AP para o Lago Caço no Maranhão. Da mesma forma Ledru et. al. (2006), Melo
(2008) Correa et. al. (2008), Silva (2010), Nogueira 2011 e Gurgel 2012 ainda relatam
tais circunstâncias de clima frio e eventos de alta pluviosidade.
213
213
As Amostras que datam da Transição Pleistoceno Holoceno até o Holoceno
Inferior 12.850AP a 8.800AP demonstram um momento de rápida transição climática.
Esta interpretação é reforçada pelos estudos de Mutzenberg (2007, 2010) tanto no vale
do Rio Carnaúba – RN quanto no Boqueirão da Pedra Furada – PI, onde o autor também
encontrou vestígios de uma súbita retomada da umidade que removeu os regolitos
expostos sob a atuação de fortes chuvas capazes de gerar depósitos de cascalhos na
região semiárida do Seridó no Rio Grande do Norte, e o estabelecimento de uma
vegetação mais densa na área do Parque Nacional da Serra da Capivara, no Piauí. Ainda
houve uma continuação de deposição até o Holoceno médio, porem com a redução
gradativa da umidade e consequentemente da capacidade de carreamento dos fluxos.
Situação semelhante é apresentada sobre Quaternário Continental do Nordeste
Brasileiro por Barreto (1996) Oliveira et.al.(1999) Pessenda et.al.(2004), Corrêa (2008)
Pessenda et.al.(2010), Gurgel (2012) e Pimentel (2013).
As Amostras que datam do Holoceno Superior em uma duna parabólica na área
estudada 5.000AP a 3.800AP estão de acordo com as idades obtidas por Barreto (1996)
e vão contra a ideia de Ferreira et. al. (2013) que ao estudar as evidências de atividade
eólica no Sub-Médio São Francisco afirma que a atividade eólica para o estado de
Pernambuco se deu durante o Pleistoceno Tardio a 11.800AP e teria cessado durante o
Holoceno. Cabral (2014) ainda verifica atividade eólica recente datando 410AP e
165AP, possivelmente relacionadas à influência de El-Niños.
8.5 Evolução Paleoambiental das Bacias do Riacho do Pontal e GI8 no Sub-Médio
São Francisco
A partir dos dados sedimentares e cronológicos acima apresentados e
acrescentando ainda as relações de campo entre os sedimentos Coluviais, Flúvio-
Eólicos e Eólicos inseridos nas bacias citadas que margeiam o Rio São Francisco, é
214
214
possível aventar a hipótese de que este rio passou por uma fase de menor carga hídrica
durante o UMG, por volta de 30.400AP e novamente por volta de 12.750AP, expondo
suprimento de areia de suas margens e canal para transporte eólico (Figura 97). Durante
o UMG as áreas relacionadas às barras fluviais do Rio São Francisco serviram de fonte
de sedimentos para a formação das áreas de dunas, e durante a transição
Pleistoceno/Holoceno para formação de mantos de areia, devido à reumidificação
climática, onde a torrencialidade das chuvas possivelmente destruiu as feições eólicas
existentes, restando apenas um grande manto de areia posteriormente retrabalhado pelas
cheias esporádicas do Rio São Francisco, servindo como fonte dos sedimentos que hoje
formam os Latossolos e Argissolos que margeiam o Rio.
Figura 97 Bloco diagrama da área estudada durante o UMG e a transição
Pleistoceno/Holoceno, evidenciando um clima mais seco que o atual, com atuação de eventos
torrenciais com presença de uma vegetação esparsa (caatinga), relacionada com a semiaridez, e
a presença de fluxos de lama antes que a cobertura vegetal se recuperasse da semiaridez do
UMG.
Nota-se que os depósitos relacionados a esses solos, estão localizados em áreas
planas e cortados pela drenagem. Logo é possível concluir que a antiga planície do Rio
São Francisco, encontra-se sobre a delimitação das cotas topográficas de 350 a 400m
(Figura 98 e 99) onde são determinados três níveis de antigos terraços fluviais, o mais
antigo datando 19AP, inferido primeiramente a partir do traçado de perfis topográficos
215
215
onde foram identificadas pequenas rupturas de patamar, determinando assim antigos
terraços fluviais assimilados pela paisagem e retrabalhados como pedimento. O material
encontrado sobre esses terraços tem uma característica deposicional de extrapolação do
leito fluvial, granulometria fina sem estrutura típica de lagoas marginais (depósito de
cheia, sem estruturas de transporte fluvial), datados do fim do Pleistoceno, 15.800AP
12.850AP, associados à paleodinâmica do São Francisco.
Figura 98. Mapa índice com os traçados dos perfis topográficos
216
216
Figura 99 . Delimitação dos terraços e a seção estratigráfica das áreas amostradas
217
217
A Partir da Transição Pleistoceno/Holoceno, ocorre na área a instalação de um
sistema de canais anastomosados. A figura 100 ilustra a dinâmica desse sistema de
canais anastomosados a partir da distribuição aloestratigráfica das unidades
deposicionais encontradas neste perfil de 13 km inserido na Bacia GI8, no sentido NW-
SE, em direção ao Rio São Francisco, a idade da cascalheira inserida entre as amostras
P3799 e P3801, é possivelmente de 11.930AP, relativa à idade obtida na amostra
P3800, sendo estas geocronologicamente correlatas. A cascalheira é fruto de um
depósito de paleocanal, enquanto a amostra P3800 é fruto do transbordamento deste
mesmo canal, depositando os sedimentos finos pela planície.
Durante esse período ocorreu também um aumento da sedimentação uma vez
que o ambiente passa por um momento de histerese ao sair de uma fase de glaciação
(Período mais seco e frio no hemisfério Sul) até a adaptação a nova situação climática.
A partir daí o nível das águas do Rio São Francisco começa a subir, e essa subida está
diretamente relacionada à melhoria climática local, durante a transição
Pleistoceno/Holoceno até o ápice no ótimo climático do Holoceno a 6.000AP, com
precipitações Alcançando médias de cerca de 1.100 mm de acordo com Pimentel (2013)
(Figura 101).
218
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Figura 100 – Perfil relativo a depósitos relacionados a um sistema de canais anastomosados da
esquerda para a direita as amostras P3789 e P3790; P3791; P3800 e a Alterita logo abaixo,
P3799, cascalheira (paleocanal) P3801.
Figura 101. Reconstrução da precipitação referente ao acumulado total (Fevereiro; Março;
Abril e Maio) em mm/ano e os eventos Bond ocorridos no Holoceno. A linha tracejada refere-se
à média climatológica atual do volume de precipitação (680 mm/ano) Fonte: Pimentel (2013)
A idade de 7.800AP obtida na amostra P3811 coletada no segundo nível de
terraço do Rio São Francisco, serve de evidência para a subida do nível de suas águas.
Outras evidências encontram-se nas datas obtidas nas amostras P3797; P3806, com
idades entre 7.000AP e 6.180AP.
Para esse período também se constatou um aumento de eventos gravitacionais
relacionados a esse aumento de precipitação, amostras P3789 – P3791; P3803; P3807-
P3809. A reumidificação desse período se explicita pela ausência de datas evidenciando
atividade eólica, sendo mais comuns os eventos de coluvionamento (Figura 102) ou de
extrapolação de leito do canal capazes de remobilizar as áreas de sedimentos eólicos,
redepositando esses materiais (P3797; P3802).
219
219
Figura 102. Bloco diagrama da área estudada durante a transição Pleistoceno/Holoceno, até o
Ótimo Climático evidenciando um clima mais úmido que o atual, possibilitando a destruição
dos campos de dunas, remoção dos mantos de intemperismo e retrabalhamento de depósitos já
existentes na paisagem.
As mudanças ambientais no Holoceno passam a ser controladas pela circulação
atmosférica secundária, e por volta de 5.500AP corre novamente uma mudança rápida
no clima, com a queda da umidade e padrões repetitivos de semiaridez severa alternada
por uma semiaridez mais branda, provocada pela estabilização da célula de Walker, o
que levou novamente a uma redução do nível das águas do Rio São Francisco, o que
fica claro, com o resultado da datação obtido para os sedimentos eólicos, com idades
que variam de 5.000AP a 3.800AP evidenciado uma queda da umidade e padrões
repetitivos cíclicos de deposição/não deposição eólica controlados pela circulação do
Pacifico Sul Tropical, marcada pelos sistemas autorregulados do tipo El Niño -
Oscilação Sul (ENOS). É possível identificar dois momentos de semiaridez severa,
intercalado por um momento de melhoria climática por volta dos 2.000AP, também
verificado por Mutzenberg (2010), caracterizando o segundo Ótimo Climático do
Holoceno (WAGNER, et. al., 2004; MARTIN-CHIVELET, et. al., 2011) Essa melhoria
climática é encontrada por volta de 1.700AP (amostra P3793) destruindo as feições
eólicas e retrabalhando o material sob a forma de mantos de areia.
220
220
O primeiro momento de semiaridez severa durante o Holoceno Inferior acontece
a cerca de 2.500AP, sendo de curta duração. Um segundo momento ocorre por volta de
1.800AP, perdurando por cerca de 400 anos de precipitações bastante reduzidas,
corroborando com os dados obtidos por Silva (2013).
Por volta de 400 AP, novamente eventos de seca mais severa e, consequente
rebaixamento do nível do rio volta acontecer com indícios a partir da datação do
primeiro nível de terraço do Rio São Francisco com idade 450AP (amostra P3796).
Corroborando os dados obtidos por Cabral (2014) de 480AP, que identificou atividade
eólica recente nesta mesma área e novamente à 165AP, possivelmente relacionados à
pequena idade do gelo, para o Hemisfério Norte, durante os séculos XIII – XVII, como
evidenciado nos anos 1650, 1770 e 1850 (CAVIEDES, 2001; SUGUIO, 2010;
CABRAL, 2014). Essa configuração de alteração de semiaridez severa com semiaridez
mais branda se dá até os dias atuais.
221
221
9. CONCLUSÕES
Os Sedimentos estudados indicam gênese climática controlada por fatores da
circulação geral da atmosfera em nível global e regional, revelando tele conexões
importantes desde o Último Máximo Glacial até a transição Pleistoceno/Holoceno, as
mudanças ambientais na área foram controladas por eventos climáticos de escala global,
verifica-se para o Nordeste Brasileiro essa transição adentra o Holoceno Inferior, por
volta dos 9.000 – 8.800 AP.
Quanto às mudanças no Holoceno, essas são controladas pela circulação
secundária, como a célula de Hadley e a estabilização da célula de Walker a
aproximadamente 5.000AP, trazendo uma queda da umidade e padrões repetitivos
cíclicos de semiaridez severa e semiaridez moderada, relacionadas a eventos cíclicos do
tipo El Nino/La Niña, controlados pela circulação do Pacifico sul tropical.
Com base nas análises realizadas é possível estabelecer algumas teleconexões, e
reconstruir o quadro climático para a região estabelecendo a ocorrência de maior aridez
do UMG, reumidificação na transição Pleistoceno/Holoceno, máximo da reumidificação
no Holoceno Médio, ainda dentro do intervalo de relaxamento do sistema, e entrada no
novo padrão de comportamento a partir de 5.000AP, com uma frequência repetitiva de
episódios de semiaridez e aridez severa.
A análise detalhada das propriedades sedimentológicas dos materiais através da
assinatura geoquímica, e estruturação das formas de relevo possibilitou a reconstrução
dos processos de superfície terrestre atuantes na gênese dos modelados, durante os
intervalos de relaxamento dos processos morfogenéticos mais agressivos.
Os Latossolos e Argissolos hoje encontrados no Oeste Pernambucano, inseridos
nas bacias hidrográficas do Riacho do Pontal e GI8, integrantes da Bacia Hidrográfica
222
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do Rio São Francisco, têm origens distintas de acordo com a sua localização, ora mais
afastada da drenagem principal do Rio São Francisco, ou mais próxima do referido rio.
Os depósitos relacionados aos Latossolos que integram a Planície do Rio São
Francisco, são originados a partir da redução dos níveis das águas do Rio e consequente
surgimento de barras arenosas, que foram retrabalhadas pelo vento durante os períodos
de maior semiaridez, formando campos de dunas e mantos de areia em períodos mais
úmidos, sendo esses retrabalhados pelas águas do Rio São Francisco em momentos de
cheias durante a transição Pleistoceno/Holoceno e o Ótimo Climático do Holoceno por
volta de 6.000AP, dando origem a depósitos arenosos por toda a planície fluvial, onde
hoje se estabelecem manchas de Latossolos e associações.
Os solos localizados em áreas planas referentes aos pedimentos detríticos, e mais
distantes do Rio São Francisco, têm sua gênese relacionada a eventos gravitacionais que
ocorreram durante o Pleistoceno Superior e Holoceno Inferior, período de maior
umidade.
A reconstrução das dinâmicas de mecanismos formadores dos Latossolos em
clima semiárido com ênfase temporal e paleoambiental através de estudos dos
modelados de acumulação e denudação possibilitaram a reconstrução da dinâmica
geomorfológica das áreas das bacias Riacho do Pontal e GI8, evidenciando a existência
de controles climáticos temporais significativos e recorrentes no passado até os dias
atuais.
A extrapolação dos resultados obtidos para os sistemas de superfície terrestre
contemporâneos, cujas repercussões ambientais tornam-se importante para o Nordeste
brasileiro, são sem dúvidas de grande interesse social.
223
223
10. REFERÊNCIAS
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