Peter Christian Hackspacher (Org.) Dinâmica do relevo Quantificação de processos formadores Peter C hristian H ackspacher (O rg.) D inâm ica do relevo Nesta obra organizada por Peter Christian Hackspacher, estão reunidos especialistas para analisar, de modo geral e sucinto, alguns importantes assuntos relacionados à Geologia estrutural, à Geomorfologia e à Estratigrafia: os conceitos de calor e de transporte na crosta terrestre; a aplicação de mode- los numéricos termais na Geomorfologia; a evolução do relevo a partir da relação entre tectônica e sedimentação; os fatores exógenos de elaboração do relevo; a evolução do relevo a partir de escarpas e as antigas superfícies geomórficas; os métodos termocronológicos. Um livro original, que trata o tema de modo o mais próximo possível da realidade nacional e demonstra como a evolução do relevo implica diretamente uma diversidade de consequências quanto à forma e ao uso da terra. Uma importante contribuição para o meio acadêmico e científico sobre a dinâmica do relevo. 9 7 8 8 5 3 9 3 0 1 9 7 3 ISBN 978-85-393-0197-3 Este volume pretende sintetizar as pes- quisas em processos formadores do relevo, pressupondo um conhecimento básico em Geologia, Geomorfologia, Geofísica e Física. A forte migração de geocientistas de temas sobre o interior da Terra (crosta e manto) para assuntos relativos ao relevo deve-se às cobranças em relação a questões e propostas ligadas ao estudo da paisagem e ao meio ambiente. Nesse sentido, aqui serão focados con- ceitos da Geologia estrutural, Geomorfologia e Estratigrafia, além das metodologias que permitam modelar sua atuação individual ou consorciada ao longo do tempo. Seremos levados por meio de escalas continentais, com a análise do manto como processo formador da paisagem, até a Física Nuclear, área responsável pelos estudos sobre defei- tos cristalinos em minerais envolvidos pelos processos formadores. Posteriormente ao surgimento do modelo da tectônica de placas nos anos 1960, a tectônica global contou com uma junção de diferentes áreas das geociências, até então atuando de forma autônoma e individual. Conceitos que antes funciona- vam individualmente, como a formação de superfícies geomorfológicas e processos tectônicos associados, passaram a encontrar no modelo da tectônica de placas um elo comum. O entendimento da superfície geo- morfológica exclusiva a processos exógenos mostrou-se equivocado. Era então necessá- rio o envolvimento de conceitos endógenos que envolviam o manto e a crosta terrestre, o que resultou no casamento entre proces- sos exógenos e endógenos para o entendi- mento da paisagem. O que poderia causar grande confusão, mostrou ser, no entanto, a solução para a compilação e o entendimen- to de dados até então incompreensíveis. À medida que a Ciência dos Materiais começou a fornecer parâmetros para quan- tificar a taxa de deslocamentos cristalinos e a Física passou a reconstituir a curva de annealing para diferentes materiais, tive- mos o início da quantificação de processos até então descritivos. O envolvimento do tempo e da temperatura no passado passou a ser uma provocação para entendermos a história térmica e termotectônica do relevo e/ou da paisagem. Esse contexto que envolve processos exógenos e endógenos, além de sua men- suração, é a perspectiva desenvolvida neste livro, que traz dados os mais próximos possível da realidade nacional, sem fugir a uma abordagem geral e sucinta, e aprofun- damentos são sugeridos a cada capítulo. Peter Christian Hackspacher possui graduação (1974) em Geologia pela Universidade Federal do Rio de Janeiro (UFRJ), doutorado (1979) em Geologia pela TU Clausthal (Alemanha) e pós-doutorado (1986) pela Universidade de Göttingen (Alemanha). É professor-titular em Geotectônica na Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho” (Unesp). Tem experiên- cia em Tectônica, Geocronologia, Termocronologia de alta e baixa temperatura (traços de fissão e métodos isotópicos), Modelagem termocinemá- tica, Jazimentos metálicos. DINÂMICA DO RELEVO Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 1Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 1 01/12/2011 19:24:2901/12/2011 19:24:29 FUNDAÇÃO EDITORA DA UNESP Presidente do Conselho Curador Herman Jacobus Cornelis Voorwald Diretor-Presidente José Castilho Marques Neto Editor-Executivo Jézio Hernani Bomfi m Gutierre Conselho Editorial Acadêmico Alberto Tsuyoshi Ikeda Áureo Busetto Célia Aparecida Ferreira Tolentino Eda Maria Góes Elisabete Maniglia Elisabeth Criscuolo Urbinati Ildeberto Muniz de Almeida Maria de Lourdes Ortiz Gandini Baldan Nilson Ghirardello Vicente Pleitez Editores-Assistentes Anderson Nobara Henrique Zanardi Jorge Pereira Filho Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 2Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 2 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (Org.) DINÂMICA DO RELEVO QUANTIFICAÇÃO DE PROCESSOS FORMADORES Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 3Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 3 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 Editora afi liada: CIP – BRASIL. Catalogação na fonte Sindicato Nacional dos Editores de Livros, RJ D589 Dinâmica do relevo: quantifi cação de processos formadores / Peter Christian Hackspacher (Org.). São Paulo: Editora Unesp, 2011. Inclui bibliografi a ISBN 978-85-393-0197-3 1. Relevo (Geografi a). 2. Geomorfologia. 3. Geofí sica. I. Hackspacher, Peter Christian. 11-7655. CDD: 551.4 CDU: 551.4 Este livro é publicado pelo projeto Edição de Textos de Docentes e Pós-Graduados da UNESP – Pró-Reitoria de Pós-Graduação da UNESP (PROPG) / Fundação Editora da UNESP (FEU) © 2011 Editora UNESP Direitos de publicação reservados à: Fundação Editora da UNESP (FEU) Praça da Sé, 108 01001-900 – São Paulo – SP Tel.: (0xx11) 3242-7171 Fax: (0xx11) 3242-7172 www.editoraunesp.com.br www.livraria.unesp.com.br feu@editora.unesp.br Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 4Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 4 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 SUMÁRIO Prefácio 7 1 Geotectônica e influência do calor no relevo 9 Peter Christian Hackspacher e Marli Carina Siqueira-Ribeiro 2 Tectônica × sedimentação 27 Daniel Françoso de Godoy, Peter Christian Hackspacher e Daniele Tokunaga Genaro 3 Processos exógenos na elaboração do relevo 53 Luiz Felipe Brandini Ribeiro 4 Considerações sobre a evolução morfogenética dos grandes escarpamentos 87 Marli Carina Siqueira-Ribeiro 5 Superfícies geomorfológicas 97 Carolina Doranti e Ana Olivia Barufi Franco-Magalhães 6 Termocronologia de baixa temperatura 115 Ana Olivia Barufi Franco-Magalhães e Marli Carina Siqueira-Ribeiro Considerações finais 145 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 5Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 5 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 6Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 6 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 PREFÁCIO Este volume pretende sintetizar as pesquisas em proces- sos formadores do relevo, pressupondo um conhecimento básico em Geologia, Geomorfologia, Geofísica e Física. A forte migração de geocientistas de temas sobre o interior da Terra (crosta e manto) para assuntos relativos ao relevo deve-se às cobranças em relação a questões e pro- postas ligadas ao estudo da paisagem e ao meio ambiente. Nesse contexto, situamos os recursos vindos de agências de fomento que passam a ser cada vez mais carimbados e são destinados a um estudo integrado, no qual a Geologia não pode ser considerada como solução por si só. Entende- -se que o sistema terra seria mais adequado se envolvido por diferentes áreas e disciplinas. Serão focados conceitos da Geologia estrutural, Geo- morfologia e Estratigrafia, além das metodologias que permitam modelar sua atuação individual ou consorciada ao longo do tempo. Seremos levados através de escalas con- tinentais, com a análise do manto como processo formador da paisagem, até a Física Nuclear, área responsável pelos estudos sobre defeitos cristalinos em minerais envolvidos pelos processos formadores. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 7Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 7 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 8 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Posteriormente ao surgimento do modelo da tectônica de placas nos anos 1960, a tectônica global contou com uma junção de diferentes áreas das geociências, até então atuando de forma autônoma e individual. Conceitos que antes funcionavam individualmente, como a formação de superfícies geomorfológicas e processos tectônicos as- sociados, passaram a encontrar no modelo da tectônica de placas um elo comum. O entendimento da superfície geomorfológica exclusiva a processos exógenos mostrou- -se equivocado. Era então necessário o envolvimento de conceitos endógenos que envolviam o manto e a crosta terrestre, o que resultou no casamento entre processos exógenos e endógenos para o entendimento da paisagem. O que poderia causar grande confusão, mostrou ser, no entanto, a solução para a compilação e o entendimento de dados até então incompreensíveis. À medida que a Ciência dos Materiais começou a for- necer parâmetros para quantificar a taxa de deslocamen- tos cristalinos e a Física passou a reconstituir a curva de annealing para diferentes materiais, tivemos o início da quantificação de processos até então descritivos. O envol- vimento do tempo e da temperatura no passado passou a ser uma provocação para entendermos a história térmica e termotectônica do relevo e/ou da paisagem. Nesse contexto que envolve processos exógenos e en- dógenos, além de sua mensuração, é que desenvolveremos este texto. Traremos dados que estejam o mais próximo possível da realidade nacional, sem fugir a uma aborda- gem geral e sucinta. Aprofundamentos serão sugeridos a cada capítulo, e esperamos que outros volumes possam dar continuidade a este trabalho. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 8Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 8 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 1 GEOTECTÔNICA E INFLUÊNCIA DO CALOR NO RELEVO Peter Christian Hackspacher Marli Carina Siqueira-Ribeiro Para o entendimento do relevo, como proposto neste livro, é preciso abordar o sistema crosta-manto, pois dessa interação provém a evolução do relevo. A Terra é formada por três camadas concêntricas: o núcleo, o manto e a crosta (Figura 1). Essa divisão se ba- seia nas diferentes densidades entre as camadas, causadas pelas diferenciações na composição, temperatura e pressão. O núcleo ocupa aproximadamente 16% do volume total da Terra e tem densidade calculada entre 1 g/cm3 e 13 g/cm3. Resultados obtidos por meios de análises sís- micas indicam que o núcleo possui uma parte sólida bem pequena e uma porção externa maior e, aparentemente, líquida. Essas duas partes são formadas por ferro e uma pequena quantidade de níquel. O manto circula o núcleo e representa cerca de 80% do volume e cerca de 70% da massa total da Terra, atingin- do uma profundidade de 2.850 km. De acordo com suas características físicas, o manto pode ser dividido em três setores distintos: o manto inferior, a astenosfera e o manto superior. O manto inferior é sólido e compõe grande parte do volume do interior da Terra. A astenosfera circunda Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 9Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 9 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 10 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) o manto inferior, mas possui comportamento plástico e flui lentamente. O manto superior é formado por parte da astenosfera e rocha mantélica consolidada até a base da crosta (Figura 1). A crosta representa a camada superficial da terra, constituída por dois tipos. A crosta continental possui uma espessura entre 20 km e 90 km e densidade média de 2,7 g/cm3, formada principalmente por silício e alumínio. Figura 1 – Camadas que compõem a estrutura do planeta Terra: núcleo, manto e crosta. A seção ampliada mostra a relação entre a litosfera (crosta continental, crosta oceânica e manto superior con- solidado), a astenosfera subjacente e o manto inferior. Fonte: modificado de Wicander e Monroe, 2009 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 10Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 10 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 DINÂMICA DO RELEVO 11 A crosta oceânica é mais fina, com uma espessura total entre 5 km e 10 km, tem comportamento mais denso em relação à crosta continental, cerca de 3 g/cm3, e é formada por rochas ígneas denominadas basaltos. O limite crosta-manto, chamado de Descontinuidade de Mohorovicic (Moho), é dado pela diferença nas veloci- dades sísmicas sustentada pela modificação da composição química das rochas. A litosfera, com aproximadamente 100 km, é consti- tuída pela crosta e por parte superior do manto. Abaixo da litosfera, as velocidades sísmicas são menores, o que estaria associado a uma fusão parcial das rochas. Portanto, a litosfera é representada por rochas mais rígidas, e abaixo dela temos um contexto de rochas mais plásticas. Enquanto o limite crosta-manto marca uma diferen- ça na composição das rochas, a litosfera diferencia-se da astenosfera (inferior) pelas propriedades físicas: tempe- ratura e diminuição da viscosidade. A litosfera representa grande parte das placas tectônicas (litosféricas) que se movimentam sobre a astenosfera e, consequentemente, afetam todo nosso relevo. O manto que irá condicionar o movimento das placas servirá de motor para o movimento desses fragmentos litosféricos. Princípios da produção de calor A modelagem de processos geológicos e geomorfológicos passa necessariamente pelo entendimento tridimensional e de multivariáveis, o que nos leva ao campo de processos geodinâmicos. Neste capítulo, tais processos serão descritos por meio da energia ou temperatura. Tais conceitos são fundamentais, entre outros, para que se compreenda a formação de paragêneses metamórficas ou os mecanismos de deformação de rochas, base para o entendimento de Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 11Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 11 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 12 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) orógenos. O entendimento de processos geodinâmicos passa, portanto, pela avaliação de conceitos de orogenia e pelo entendimento da estrutura térmica da litosfera. Processos geodinâmicos ligados a conceitos térmicos devem ser considerados na modelagem e entendimento da crosta superior e da parte superficial: a paisagem. Entre os conceitos térmicos (Stüwe, 2002) devemos abordar a produção e transporte de calor, aqui considera- dos principalmente para o entendimento da evolução da paisagem (Capítulo 3). A produção de calor na litosfera é dada fundamentalmente por meio de processos radioa- tivos, químicos e mecânicos. O transporte do calor é feito por condução ou advecção (convecção). Produção de calor na crosta O entendimento da crosta terrestre está relacionado à compreensão dos mecanismos geológicos, os principais res- ponsáveis pela produção de calor, destacando-se processos radioativos, químicos e mecânicos. Os três componentes poderão ter influência significativa na evolução térmica das rochas com taxas de produção rápidas (fricção durante terremoto) ou muito lentas (reação de calor durante re- trometamorfismo). A taxa de produção de calor é muito importante para a taxa de condução do calor. A produção de calor radioativo na crosta continental gira em torno de 1 µW/m3, representando cerca de 50% do valor de fluxo de calor mensurado, podendo variar entre diferentes terrenos geológicos. Sua produção principal está concentrada na crosta superior em função da maior concentração de potássio, principalmente em magmas graníticos diferenciados. O calor mecânico é produzido principalmente por meio de forças que deformam as rochas, estando associadas a processos da tectônica de placas. Parte da energia produ- Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 12Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 12 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 DINÂMICA DO RELEVO 13 zida gera deslocamento de redes cristalinas em minerais componentes das rochas, além de outros tipos de energia. Essa energia pode ser muito alta (calor friccional-tectônico rúptil) em tempo muito curto, sendo dissipado rapida- mente. A importância do calor gerado por cisalhamento continua sendo polêmica, não obstante a importância local na geração de zonas de falha e cisalhamento. O calor químico é definido como o proveniente de uma reação química em que minerais se transformam em outros, liberando (reação exotérmica) ou assimilando (reação en- dotérmica) energia. Essa reação, envolvendo transição de fase mineral, é significante para o balanço térmico e deve ser considerada. No estado sólido, reações de desidratação são importantes, sendo as maiores produtoras de calor. A maior produção de calor envolve processos de mig- matização ou intrusões ígneas em que mudanças de fases levam a reações de cristalização ou fusão, consumindo ou liberando calor latente. Transporte de calor O transporte de calor por condução ou advecção (convec- ção) acontece no interior da terra por meio do transporte de energia termal e da difusão de massa, tendo grande aplicação em geomorfologia (capítulos 3, 4 e 5) e petrologia metamórfica, entre outros. A condução é feita de uma molécula para outra de forma lenta. Acontece nos sólidos, sendo importante na crosta e na litosfera. A convecção acontece nos fluidos, de forma mais rápida, por meio de movimento de massa quando o gradiente térmico excede um valor chamado gradiente adiabático. O termo advenção é usado para movimentos unidimensionais, a exemplo de i) uma intrusão ígnea no sentido vertical; ii) movimento de rocha durante erosão ou cavalgamento e; iii) por meio de fluidos por infiltração. A Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 13Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 13 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 14 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) convecção é usada para transporte de material em sistema fechado, a exemplo de material mantélico na astenosfera, ou fluidos em sistemas hidrotermais, e é importante para explicar o movimento das placas. As informações de subsuperfície são possíveis por meio da tomografia sísmica, que permite associar zonas de velocidades sísmicas maiores a zonas mais densas e mais frias, e também zonas com velocidades menores a rochas menos densas e mais quentes. Materiais mais densos e frios podem, portanto, afundar desde o nível crustal até o manto transicional. O movimento ressur- gente de material é dado mediante células de convecção que atuam de forma complexa no manto e são fatores primordiais no movimento das placas litosféricas. A su- perfície deve, portanto, ser influenciada pela condução e convecção. A energia liberada nos processos de movi- mentação horizontal relacionados às placas tectônicas e ao campo geomagnético deve provir do calor da terra ou do fluxo geotérmico (gradiente geotérmico [temp/km] x condutividade térmica [mW/m2]). O fluxo geotérmico na Terra varia com as características das diferentes porções da litosfera (placas tectônicas) e da astenosfera inferior. As regiões com maiores valores estão nas dorsais meso- -oceânicas (350 mW/m2), enquanto as mais frias (entre 0 mW/m2 e 40 mW/m2) estão nos continentes. No Brasil, temos um valor médio de 60 mW/m2. Por outro lado, a temperatura encontrada no interior da Terra é totalmente relacionada ao fluxo de calor do interior do planeta e da energia liberada pelo decaimento radioativo dos isótopos. A determinação da variação de temperatura através da profundidade é de difícil obtenção em furos e similares. A condutividade térmica também é medida experimentalmente próxima à superfície e ex- trapolada para maiores profundidades, sendo inferidas pela Sismologia. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 14Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 14 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 DINÂMICA DO RELEVO 15 A litosfera pode ser definida termicamente ou meca- nicamente. Segundo o conceito térmico, a litosfera seria a calota externa da Terra na qual o calor é transportado principalmente por condução. Em contraste, na astenosfera o calor é transportado por convecção. Condução do calor e sua relação com os processos formadores do relevo No âmbito do conhecimento geomorfológico está in- serida a ideia de que o modelado terrestre evolui como resultado da influência exercida pelos processos morfo- genéticos. Nessa perspectiva, o relevo o qual percebemos e analisamos é apenas uma etapa inserida em uma outra, mais longa, de fases passadas e futuras. As experiências em modelos reduzidos, por exemplo, a observação da ação marinha sobre as praias, a da ação pluvial sobre as ver- tentes, a do material carregado pelos rios, demonstram os pontos que assinalam a ativa esculturação das formas de relevo (Christofoletti, 1974). Durante muito tempo, os estudos abordando processos geomorfológicos basearam-se nos modelos qualitativos colocados por meio das concepções de Davis, Penck e King (Capítulo 3). Após esse período, novos modelos físicos e numéricos relacionados aos processos geomorfológicos começaram a explorar e simular os agentes envolvidos na formação do relevo, proporcionando novos meios de estudar a evolução deste. Dentro desse período revolucionário, podemos citar a teoria dos sistemas (Schumm; Licthy, 1965), exercendo um papel importante na inserção da modelagem física nos estudos relacionados à geração dos relevos. Com o advento da tectônica de placas na década de 1960, a comunidade científica começaria a investigar as características físicas, principalmente em áreas ativas, Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 15Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 15 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 16 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) avaliando quais processos estariam envolvidos na es- culturação do relevo. Nesse contexto, formaram-se dois tipos de modelo relacionados aos estudos da evolução do relevo: os modelos qualitativos e os quantitativos, que podem ser aplicados por meio de uma ampla variedade de escalas espaciais e temporais (Pazzaglia, 2003), em que a organização desses modelos se baseia no tipo e na forma pela qual os processos envolvem um determinado relevo. A aplicação dos modelos qualitativos nos estudos geomorfológicos tende a descrever a evolução em longo prazo das paisagens nas regiões continentais, focalizan- do as modificações no tamanho e na forma dos relevos (Capítulo 3). Os modelos numéricos, por sua vez, são construídos por meio da modelagem matemática, que pos- sibilita a reconstrução em longo prazo (milhões de anos) dos processos que influenciaram a formação do relevo, porém de uma maneira bem simples em relação a tais processos. No entanto, modelos numéricos complexos, envolvendo informações sobre os parâmetros superficiais (erosão), subsuperficial (geofísica) e o período cronológico da formação dos relevos, têm possibilitado a melhor com- preensão sobre os processos morfogenéticos que atuam na esculturação da paisagem em longo prazo (Pazzaglia, 2003; Summerfield, 2005). As correlações entre os modelos qualitativos e numéri- cos propiciaram uma melhor visualização sobre os pro- cessos morfogenéticos vigentes na paisagem. Basean- do-se nessa correlação entre os modelos qualitativos e quantitativos, serão apresentados modelos de evolução do relevo utilizados atualmente no âmbito dos estudos geomorfológicos. Os modelos numéricos termais utilizam parâmetros físicos no modelo de evolução do relevo, as- sociando os processos superficiais e a dinâmica da crosta, enfatizando a importância da quantificação dos processos geomorfológicos para que se possam estreitar os proble- Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 16Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 16 01/12/2011 19:24:4401/12/2011 19:24:44 DINÂMICA DO RELEVO 17 mas relacionados aos modelos tectônicos e geofísicos que ocorrem em boa parte dos estudos qualitativos. Modelos numéricos termais e sua aplicação nos estudos sobre a evolução do relevo Os modelos numéricos termais são utilizados para explicar dados geotérmicos e geocronológicos, em que geralmente se assume que as curvas referentes às isoter- mas sejam superfícies planares em profundidade. Dessa maneira, é possível inferir taxas de exumação com base em dados termocronológicos. Contrariando todos os efeitos bidimensionais e tridimensionais que compõem a paisagem, essa suposição é válida para terrenos montanhosos, onde a distribuição das isotermas ocorre em grandes profun- didades, de maneira contrária quando comparada com a amplitude da superfície topográfica, onde, neste caso, as isotermas acompanham aquela. Figura 2 – Comportamento da isoterma ao longo da topografia. (a) Isotermas de 50 oC e 100 oC subjacentes a topografias sem nenhuma perturbação. (b) Isotermas de 50 oC e 100 oC em um estado estacio- nário termal subjacente à topografia, com uma incisão vertical com cerca de 1 km (Stüwe et al., 1994). Fonte: segundo Mancktelow e Grasemann, 1997 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 17Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 17 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 18 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Para a realização desses estudos é importante entender a curvatura da isoterma em níveis crustais. Anteriormente, os estudos preocupavam-se basicamente com a distribuição da temperatura em subsuperfície conotando a ausência de erosão (Roberts; Burbank, 1993) (Figura 3). Atualmente, esses modelos começaram a abordar a questão erosiva, de- tectando e realçando (Stüwe et al., 1994) os agentes mor- fogenéticos ao longo da escala temporal que contribuíram para a evolução do relevo (Mancktelow; Grasemann, 1997). A principal limitação atual desses modelos é a suposição de que a topografia sofre apenas rebaixamento vertical durante a erosão. Estudos demonstraram que as modificações na topografia em longo prazo (Frisch et al., 1998) não ocorrem apenas verticalmente, mas também lateralmente (Figura 4). Como exemplo, temos a atuação da erosão nas morfo- logias tanto em margens ativas como em margens passivas, gerando relevos escarpados (Steckler; Omar, 1994; Willet, 1999; Willet; Brandon, 2002; Thiede et al., 2004). Alguns fatores físicos modeladores da paisagem, como o tipo de clima, afetam as taxas de erosão vertical. Algumas pesquisas realizadas por Steckler e Omar (ibidem), Kooi e Beaumont (1994) e Thiede et al. (2004) demonstraram que as variações na taxa de erosão vertical são ocasionadas Figura 3 – Modelo esquemático sobre as constantes erosivas: incisão vertical (I.V) e incisão lateral (I.L). Notar que as taxas de remoção vertical I.V e I.L permaneceram constantes nas seções A e B. (A) Início dos processos erosivos verticais e laterais. (B) Final dos processos ero- sivos verticais e laterais, resultando na formação de relevos escarpados. Fonte: adaptado de Stüwe e Hintermüller, 2000 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 18Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 18 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 DINÂMICA DO RELEVO 19 pela precipitação diferencial ao longo da topografia, que influencia diretamente na distribuição da rede de drena- gem. Outro fator que interfere na taxa de erosão vertical é a diferença na amplitude topográfica. Por exemplo, em ambientes de margem passiva, a diferença altimétrica en- tre o topo da zona de escarpamento e a planície costeira acelera o processo de erosão regressiva (Figura 4), o que acaba propiciando um intenso entalhamento vertical do relevo nessa seção da margem passiva. Figura 4 – Representação esquemática do modelo de evolução de escarpas em margens passivas. Fonte: adaptado de Gilchrist e Summerfield, 1990 Exemplos da distribuição de calor no Sudeste Alguns exemplos sobre a distribuição de calor na superfície e sua correlação com os modelos geológicos e geomorfológicos são descritos na borda sul do Cráton do São Francisco, que ocupa parte da Região Sudeste brasi- leira. As modelagens realizadas permitiram a reconstrução termal da área ao longo de sua história geológica. Modelagem térmica dos eventos geodinâmicos em relevos da porção Sudeste do Brasil Para a reconstrução térmica e geológica da borda sul do Cráton do São Francisco, Hackspacher et al. (2007) utilizaram a análise por traços de fissão em apatitas (TFA) Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 19Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 19 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 20 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) (Capítulo 6). Foram construídos mapas de isotemperatu- ras a partir da interpolação de aproximadamente trezen- tas idades de TFA e suas respectivas histórias térmicas obtidas em rochas da Província Mantiqueira, ao sul do Cráton de São Francisco. Os mapas de isotemperaturas foram calculados a partir das idades corrigidas por meio da metodologia de TFA e das histórias térmicas correspon- dentes, a partir de método estatístico de mínima curvatura e georreferenciados, com softwares cartográficos, como o ArcView. Os mapas temáticos georreferenciados foram confeccionados a partir de dados esparsos não homogêneos comumente disponíveis, como pontos de idade ou curvas de isotemperatura (Figura 5). Mapas de isotemperatura podem ser confeccionados para diferentes épocas, conforme a necessidade para a modelagem de dado evento geológico. Diferentes episódios térmicos, de esfriamento (120 Ma e 65 Ma) e aquecimento (90 Ma e 40 Ma), são claramente caracterizados nas isolinhas com valor em torno da temperatura de 120 ºC. Tais episódios demons- tram a instabilidade térmica da Plataforma Sul-Americana nessa região (Tello Saenz et al., 2003; Hackspacher et al., 2004), refletindo os diferentes processos morfogenéticos atuantes na elaboração da estrutura da paisagem, com a alternância de processos endógenos e exógenos. Os episó- dios de aquecimentos estão heterogeneamente distribuí- dos nos mapas de isotermas, estando correlacionados com os máximos pontuais ou alinhados em temperaturas de 120 ºC em uma matriz de temperaturas entre 100 ºC e 60 ºC. Os grandes traços das paleossuperfícies indicam contro- les tectônicos recentes, cenozoicos e neocenozoicos, condi- cionando a forma do relevo. Um controle morfotectônico pode ser associado com evidências de elementos ativos na natureza que condicionaram o padrão de sedimentação e gênese dos relevos associados à fase de soerguimento tectônico seguido de processos erosivos. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 20Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 20 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 DINÂMICA DO RELEVO 21 A partir da interpolação dos diferentes mapas de iso- temperaturas com os mapas geológicos, Hackspacher et al. (2007) modelaram a seguinte história geodinâmica para a borda sul do Cráton do São Francisco e adjacências, apresentado no quadro a seguir: Figura 5 – Mapa isotemperatura 90 Ma e 40 Ma. As isolinhas de maior temperatura mostram deslocamento, o que é atribuído a mu- danças térmicas da crosta. Fonte: segundo Hackspacher et al., 2007 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 21Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 21 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 22 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Período geológico (Ma): Triássico Eventos geológicos: estabilização do Cráton do São Francisco e reativação da falha de Ouro Fino e Jacutinga (Hackspacher et al., 2004; Ribeiro et al., 2005). Eventos geomorfológicos: formação da superfície erosiva Gondwana (King, 1956). Registro TFA: período de resfriamento nas histórias térmicas modeladas. Período geológico (Ma): Jurássico-Cretáceo Inferior Eventos geológicos: início do processo tectônico e magmatismo básico e intermediário com fenômenos de ruptura continental em toda a Região Sudeste. Vulcanismo Serra Geral gerando processo de reativação térmica associado com extensão litosférica. Eventos geomorfológicos: formação inicial da Serra da Mantiqueira interpretada como representante do soerguimento (Tello Saenz et al., 2003). Soerguimento marginal de flancos de rift iniciado durante a abertura oceânica. Dissecação da superfície Pós-Gondwana (King, 1956) no início do o Ciclo Erosivo Sul-Americano, caracterizado por um abaixamento de vertentes seguido de erosão lateral. Registro TFA: idades e histórias térmicas em torno de 121 ± 7 Ma. Período geológico (Ma): Cretáceo Superior-Oligoceno Eventos geológicos: elevações das isotermas registradas indicando um intenso soerguimento da Plataforma Sul-Americana, associadas à atuação de alçamento de plumas mantélicas e afinamento crustal. Intensa subsidência nos corpos alcalinos situados no cristalino que bordejam a Bacia do Paraná, e alguns dentro desta, devido à influência do magmatismo alcalino, como os maciços de Ipanema (Ribeiro et al., 2001), Poços de Caldas, Arco do Paranaíba, Catalão, Salitre e outros de menor expressão (Amaral et al., 1997). No cristalino o Alinhamento Alcalino de Poços de Caldas-Cabo Frio, juntamente com a reativação do Arco do Paranaíba e a Flexura de Goiânia, está associado ao soerguimento das bordas da Bacia do Paraná. Nesse período teve-se o surgimento dos altos estruturais de Piratininga, Ártemis, Pitanga e Pau D’Alho, entre outros na bacia (Soares et al., 1996; Godoy, 2003). O Neocretáceo e o Eoceno: períodos associados aos fenômenos internos da crosta e ao soerguimento e final do Ciclo Erosivo Sul- Americano. Esse soerguimento estaria relacionado à geração de um sistema de grabens e horsts com direção predominante oeste-noroeste e leste-oeste em regime trativo norte-nordeste e sul-sudoeste, com ambientes compressivos em locais restritos, formando os depósitos sedimentares encontrados na região sul do Cráton do São Francisco (Lipski, 2002). Mioceno: a borda do Cráton sofre um novo soerguimento, provavelmente relacionado aos episódios da dinâmica Andina (Lima, Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 22Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 22 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 DINÂMICA DO RELEVO 23 1999) sob um regime tectônico compressivo, deformando os depósitos de sedimentos terciários e mais antigos encontrados na área e outros menores localizados na região do Quadrilátero Ferrífero (Saadi, 1993; Lipski, 2002). Associados a esse evento, na Serra da Mantiqueira e na Bacia de Taubaté, ocorreram reativações de falhas e juntas de direção oeste-noroeste que teriam gerado zonas transpressionais que modificaram a forma original do rift continental do Sudeste do Brasil (Riccomini et al., 1989) e foram responsáveis pelo soerguimento da Soleira de Queluz. No Holoceno foram registrados falhamentos inversos e transcor- rentes sinistrais afetando depósitos terciários e colúvios. Eventos geomorfológicos: soerguimento dos planaltos e planícies, interrompendo a pediplanização, preservando em resquícios a Superfície Sul-Americana (King, 1956). Geomorfologicamente duas superfícies de erosão nivelam seus cimos entre 900 m e 1.000 m de altitude, como a Superfície Sul-Americana de King (ibidem) e outra entre 1.700 m e 2.000 m, considerada pelo mesmo autor como resultado da deformação tectônica que afetou a Superfície Sul-Americana, posteriormente soerguida devido às deformações tectônicas associadas ao soerguimento de blocos. O Neocretáceo e o Eoceno: os soerguimentos tectônicos preservaram os horizontes latossólicos e formação de lateritas (Saadi, 1991), seu retrabalhamento é dado pela peneplanização, formando superfícies pedimentares associadas ou não ao início do Ciclo Velhas, que, segundo Valadão & Dominguez (1999), persiste até hoje. As paleossuperfícies reconhecidas na Serra da Mantiqueira foram soerguidas e escalonadas nessa época. Registro TFA: processos de aquecimento entre 90 Ma e 60 Ma com elevação das isotermas. Idades 60 Ma: registro de inversão térmica e tectônica com reativações de falhas e soerguimento até o Mioceno. Paleotemperatura aos 40 Ma mostra uma crosta mais fria que a paleotemperatura aos 90 Ma, deixando claro um resfriamento entre o Neocretáceo e o Eoceno, processo esse associado a fenômenos internos da crosta e ao soerguimento e final do Ciclo Erosivo Sul-Americano. Referências bibliográfi cas AMARAL, G. et al. Fission Track Analysis from San Francisco Craton and Mesozoic Alkaline-Carbonatite Complexes Cen- tral from South Eastern Brazil. J. South Am. Earth Sci., [S.l.], v.10, p.285-94, 1997. CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfologia. [S.l.]: Edgard Blücher, 1974. 149p. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 23Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 23 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 24 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) FRISCH, W. et al. 1998. Palinspastic Reconstruction and Topo- graphic Evolution of the Eastern Alps During Late Tertiary Tectonic Extrusion. 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Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 26Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 26 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 2 TECTÔNICA X SEDIMENTAÇÃO Daniel Françoso de Godoy Peter Christian Hackspacher Daniele Tokunaga Genaro O objetivo deste capítulo é apresentar um panorama geral de como os diferentes ambientes tectônicos e os pro- cessos relacionados (geração de estruturas, plutonismo, vulcanismo etc.) que ocorrem principalmente na porção rasa da crosta (até cerca de 10 km de profundidade) podem influenciar no relevo e, principalmente, no estado térmico da crosta, já que este último é o fator que realmente é medido pelos métodos termocronológicos. Como já foi discutido no capítulo anterior, a influência dos agentes endógenos na gênese do relevo vem sendo cada vez mais levada em conta pelos pesquisadores geo- morfólogos, não somente aqueles fatores relacionados às diferenças de suscetibilidade erosiva das rochas, mas também os processos de soerguimento e abatimento de porções crustais decorrentes dos desequilíbrios provocados pelos esforços tectônicos. Em parte, essa mudança na forma de encarar os agentes endógenos tem como responsável o crescente uso de métodos quantitativos, como, por exem- plo, os métodos termocronológicos. A termocronologia tem sido usada como uma ferra- menta poderosa pelos pesquisadores que estudam a evo- Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 27Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 27 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 28 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) lução do relevo para quantificar os processos envolvidos. Levando-se em conta que a temperatura de fechamento dos métodos mais utilizados é relativamente baixa (70 °C para sistemática (U/Th) He, 120 °C para traços de fissão em apatita, e 240 °C para traços de fissão em zircão) (Ca- pítulo 6), podemos assumir que dados de uma determinada região são “pontos fixos” em uma dada porção crustal a partir do momento que cruzam a isoterma de fechamento durante o processo de exumação. Em um modelo simplista, as exposições desses pontos na superfície, em diferentes altitudes, pela erosão acabam por evidenciar idades cada vez mais antigas com o aumento da altitude. Logo a relação altitude versus idade fornece uma estimativa da taxa de exumação da área. Porém, observou-se que essa relação primordial para as interpretações geomorfológicas muitas vezes estavam por sub ou superestimar os processos geomorfológicos (Stüwe, 2002). Muitas vezes, inversões nessa relação são observadas, fazendo-se necessária a consideração de ou- tros fatores, como, por exemplo, a perturbação térmica da crosta e a expressiva movimentação de blocos, ou seja, fatores decorrentes do regime tectônico atuantes durante a evolução da área. A tectônica de placas Uma breve revisão da teoria da tectônica de placas mostra que esta surgiu a partir da observação de dois fe- nômenos geológicos distintos: a forma dos continentes sul-americano e africano (sugerindo a teoria da deriva continental no início do século XX por Alfred Wegener) e a expansão dos fundos ocêanicos (Hess, 1962). A teo- ria propriamente dita foi desenvolvida no final dos anos 1960 e, desde então, tem sido universalmente aceite pelos Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 28Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 28 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 DINÂMICA DO RELEVO 29 cientistas, tendo revolucionado as Ciências da Terra (com- parável em seu alcance com o desenvolvimento da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica quântica na Física). O princípio-chave da tectônica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectônicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectônicas se movimentem em diferentes direções. O que permite a movimentação das placas, conforme foi referido anteriormente, é a fraqueza relativa da aste- nosfera e a dissipação de calor a partir do manto, onde a crosta é menos espessa (dorsal meso-oceânica). Resultados recentes de tomografia sísmica mostram a ocorrência de fenômenos de convecção no manto (Tanimoto, 2000). As placas entram em contato umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comumente asso- ciados a eventos geológicos como terremotos e à criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões ativos do mundo e os terremotos mais importantes ocorrem ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e ativa (Wicander; Monroe, 2009). A expansão dos assoalhos oceânicos tem nos processos de subducção o processo oposto, ou seja, a destruição, em que a crosta oceânica, mais densa, afundaria no interior da Terra, sendo novamente assimilada pelo manto. Interior e margem de placas O fragmento superior da crosta terrestre (Capítulo 1), caracterizado pela litosfera, é composto pela crosta oceâ- nica ou continental sobre o manto superior. As forças que movem as placas tectônicas influenciam a superfície. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 29Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 29 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 30 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) A associação entre correntes de convecção e movimen- tos das placas tectônicas leva à compreensão que a crosta continental e a crosta oceânica baseiam-se na diferença de densidades dos materiais que constituem cada uma delas; a crosta oceânica é mais densa em função das diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício. É mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto a crosta con- tinental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos densos) (Tanimoto; Lay, 2000). Como consequência, a crosta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por exemplo, a maior parte da Placa do Pacífico), enquanto a crosta continental se situa acima desse nível. Limite convergente entre placas e comportamento das isotermas O limite entre duas placas que se movem de forma convergente configura uma zona de convergência na qual a placa de maior densidade será subductada sob a de me- nor densidade. Estruturalmente, essas zonas apresentam características particulares, em função do campo de tensão atuante na área e suas variações e o intenso magmatismo presente. A Figura 6 representa um limite convergente entre uma placa continental e uma placa oceânica. Nessa figura, estão representados os diversos domínios relacio- nados a esse tipo de ambiente tectônico. A principal feição em um ambiente de subducção é o arco magmático. Esse arco constitui um alinhamento montanhoso formado principalmente por cones vulcânicos e plútons, cujo magma teve origem na fusão parcial da placa subductante. Essa fusão parcial é intensificada por causa da abundância de minerais hidratados presentes nas Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 30Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 30 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 DINÂMICA DO RELEVO 31 rochas dessa placa. A intensa atividade vulcânica, com a construção de vários cones e também a colocação de vários plútons, gera uma área topograficamente elevada, que, por sua vez, exerce influência no campo de tensão vigente na área. Sua influência se dá principalmente pelo aumento do esforço/carga, cuja dinâmica veremos de forma mais detalhada no decorrer do texto. Por causa da curvatura que a placa oceânica faz para sub- ductar por sob a placa continental, forma-se uma depres- são chamada de fossa oceânica, a qual recebe sedimentos marinhos e sedimentos provenientes do arco magmático. Conforme a placa oceânica é subductada, partes desses sedimentos são “raspados” pela placa superior, fazendo que sejam deformados, formando as melanges, que ao serem comprimidas formam o prisma de acreção. No prisma de acreção é possível ainda ser encontrado os ofiolitos, que são lascas de rochas ultramáficas arrancadas por atrito da placa oceânica subductada. Tanto o prisma de acreção quanto, principalmente, o arco magmático são feições no ambiente compressivo que geram topografias elevadas e também deformações na crosta a nível flexural, o que favorece a evolução de bacias sedimentares típicas desse tipo de ambiente. Entre a elevação provocada pelo prisma de acreção e o arco mag- Nível do mar Bacia Ante-Arco Bacia Retro-Arco Manto Litosférico Crosta Continental Fossa Prisma de Acreção Figura 6 – Modelo esquemático de uma zona de subducção mostran- do suas diversas partes e a distribuição das isotermas. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 31Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 31 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 32 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) mático é formada uma área abatida onde ocorre acúmulo de sedimentos formando uma bacia chamada de fore-arc. Essa bacia recebe sedimentos tanto do prisma de acreção quanto do arco magmático e seus pacotes sedimentares no geral se encontram deformados por causa do regime compressivo imposto pelo prisma de acreção. Entre o arco magmático e o interior continental a bacia que se desen- volve é a do tipo back-arc, gerada por forças distensivas decorrentes do aumento da temperatura na base da crosta provocada pela ascenção de material proveniente da fusão parcial da crosta subductada, ou ainda por complicações na cinemática global da placa. Porém nem sempre ocorre esse regime distensivo atrás do arco, mas mesmo assim acontece o acúmulo de sedimentos nesse local graças à flexura provocada pelo peso do arco magmático. Nesse caso, a bacia formada é do tipo foreland. O contínuo processo de subducção de uma placa leva à aproximação de continentes, podendo chegar ao ponto de se chocarem, pois uma placa tectônica pode possuir porções com crosta oceânica, que é subductada, e porções com crosta continental. Ao se chocarem, os continentes irão formar cadeias de montanhas em função da intensa deformação crustal que irá ocorrer (Figura 7). Quando o choque continental se inicia, agora por ser o choque entre crostas continentais, a subducção é dificultada e o deslocamento entre as placas é acomodado por meio de uma tectônica de escape, que se trata de uma intensa deformação com geração de estruturas perpendiculares ao sentido de choque, favorecendo tanto o escape lateral de massas como o vertical. Estruturalmente essa tectônica será representada por grandes sistemas de falhas inversas e nappes, provocando o cavalgamento de grandes blocos crustais e, consequentemente, o espessamento crustal. Falhas transcorrentes também são formadas para acomodar o escape lateral. Esse espessamento crustal será respon- sável pela formação das grandes cadeias de montanhas, bem como de suas profundas raízes. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 32Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 32 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 DINÂMICA DO RELEVO 33 Cadeia de Montanhas BaciaBacia Crosta Continental Crosta Continental Manto Litosférico Manto Litosférico Figura 7 – Perfil esquemático de uma zona de colisão entre placas continentais mostrando a formação de cadeias de montanhas. A Figura 7 mostra a situação das isotermas mais co- muns em um ambiente de subducção de placas em uma escala de observação regional. Observa-se nessa figura que na zona de subducção as isotermas sofrem uma grande deformação para baixo, ou seja, o gradiente geotérmico é diminuído. Na região do arco magmático, por outro lado, há o aumento do gradiente geotérmico (isotermas defor- madas para cima) graças principalmente ao transporte de calor por advecção provocado pela ascensão de magmas provenientes da fusão parcial da crosta subductada. Nas partes mais afastadas da zona orogênica, as isotermas apresentam um padrão plano sem perturbação. Voltando-se para a questão do comportamento térmico da crosta rasa (profundidades menores que 5 km), discu- tiremos algumas feições ligadas diretamente ou indireta- mente à dinâmica evolutiva de um ambiente orogênico com base nos modelos de Stüwe et al. (1994) e Braun (2002; 2005). Como foi discutido no capítulo anterior, esses modelos descrevem a deformação das isotermas de acordo com a dinâmica do relevo e da parte superior da crosta, provocada principalmente pelas diferenças das ta- xas de movimentação da crosta e as taxas de condução e advecção térmicas. O significado prático desses modelos Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 33Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 33 01/12/2011 19:24:4501/12/2011 19:24:45 34 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) é que segmentos crustais de diferentes temperaturas, ao terem suas posições alteradas, tanto em relação ao nível crustal quanto entre si (dependendo da velocidade de movimento), irão atuar como porções mais quentes ou mais frias no meio, provocando, portanto mudanças locais do gradiente geotérmico, consequentemente alterando a forma da isoterma. O reequilíbrio térmico irá depender da capacidade de condução de calor do meio. Quando o campo de tensão na zona de subducção é alto o bastante, falhas inversas são ativadas e o arco magmático experimenta um período de soerguimento, provocando um resfriamento. Como esse soerguimento foi gerado por espessamento crustal, o arco sofrerá resfriamento e, posteriormente, com o reequilíbrio térmico, voltará a ser aquecido. Por outro lado, o aumento da amplitude do relevo leva a um aumento na taxa de erosão, que, por sua vez, leva a um processo de resfriamento. Consequentemente, aquele mecanismo que prevalecer determinará se a evolução termal resultante será um aquecimento ou um resfriamento. Em muitos casos de margem ativa, como é o exemplo dos Andes, os processos que ocorrem na região retroarco são guiados pelas tensões compressivas na borda da placa continental (região de contato entre a placa continental superior e a placa subductante), pela força peso do arco magmático, pela força de tração que o fluxo mantélico produz e pela tração provocada pelo peso do segmento litosférico subductado. O campo de tensão resultante desse conjunto de forças promove uma interação entre tectônica flexural, o que leva ao desenvolvimento de um sistema do tipo foreland, ou seja, bacias sedimentares são formadas na posição retroarco sem a atuação de esforços distensivos (Catuneaunu, 2004). Em outras palavras, a força peso do arco magmático será a principal responsável pela subsidência flexural, que será aumentada quando ocorre o espessamento crustal e será diminuída pela erosão. As outras forças atuantes, das Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 34Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 34 01/12/2011 19:24:4601/12/2011 19:24:46 DINÂMICA DO RELEVO 35 quais se destaca a compressiva decorrente do processo de subducção, irão atuar na chamada subsidência dinâmica. A Figura 8 ilustra o efeito da tectônica flexural e do carre- gamento dinâmico atuando de forma conjunta e separada. Como pode ser observado, a flexura provocada pelo carre- gamento do arco magmático resulta na compartimentação da bacia nas províncias foredeep, forebulge e back-bulge, obedecendo a uma curva senoidal com atenuação da am- plitude com a distância. Esse processo, ocorrendo isola- damente, provoca a subsidência nos domínios foredeep e back-bulge e soerguimento do domínio forebulge. No caso da subsidência dinâmica, provocada pela compressão do arco, a subsidência se dá na forma de uma onda de grande comprimento e toda a extensão da bacia sofre subsidência. A combinação dos dois processos determina se a sedimen- tação será em toda a extensão da bacia, ou se será somente no foredeep e no back-bulge. Quando há o predomínio da tectônica flexural, o forebulge sofre soerguimento, expondo essa área à erosão, com a possibilidade de chegar a expor o embasamento cristalino. Figura 8 – Esquema ilustrando a influência da carga provocada pelo arco magmático e pelo processo de subducção na subsidência de bacias tipo foreland. Fonte: modificado de Catuneaunu, 2004 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 35Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 35 01/12/2011 19:24:4601/12/2011 19:24:46 36 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Quando duas placas convergem entre si, porções conti- nentais podem se chocar. Como ambas as crostas envolvidas no choque continental possuem densidades semelhantes, a subducção será dificultada, gerando grande deformação e soerguimento de cadeias de montanhas. Como foram discutidas anteriormente, as estruturas geradas serão gran- des sistemas de falhas inversas e nappes, provocando o cavalgamento de grandes blocos crustais e o espessamento crustal por causa do empilhamento desses blocos. Como a amplitude de relevo gerado nesse processo é bastante significante, é importante a discussão sobre a evolução termal na formação das cadeias de montanhas. Segundo o modelo de England e Richardson (1977) e England e Thompson (1984), a velocidade do espessa- mento crustal é mais rápida que os processos de condução térmica, o que leva a crosta a obter o reequilíbrio térmico posteriormente à deformação. Sem levarmos em conta a contribuição de calor do manto, no caso de um espes- samento homogêneo a crosta irá resfriar-se, ou seja, o gradiente geotérmico irá diminuir. Na prática, um bloco crustal com uma determinada temperatura em sua base, ao ser comprimido horizontalmente aumenta sua espessura vertical, porém mantendo a mesma temperatura em sua base. Nesse caso, o intervalo de temperatura entre o topo do relevo gerado até a base do bloco crustal será o mesmo, porém com uma profundidade maior, gerando assim a diminuição do gradiente geotérmico. Portanto, logo após o espessamento, em uma profundidade constante ocorrerá um resfriamento. Posteriormente ao processo de espessamento, um aque- cimento e consequente aumento de gradiente geotérmico irão ocorrer para reequilibrar o fluxo térmico entre a su- perfície da crosta e o interior desta, bem como a produção térmica radiogênica. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 36Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 36 01/12/2011 19:24:4601/12/2011 19:24:46 DINÂMICA DO RELEVO 37 Outro caso bastante comum seria o processo de espes- samento crustal por cavalgamento. Nesse caso, quando um bloco crustal é sobreposto a outro com mesmo gra- diente geotérmico, o gradiente resultante irá variar com a profundidade. Em outras palavras, ao se tomar um perfil vertical, a temperatura irá aumentar até a profundidade equivalente ao topo do bloco soterrado, onde voltará a diminuir bruscamente. Com o passar do tempo, o perfil térmico tenderá a um equilíbrio, provocando o aquecimento do bloco soterrado e, consequentemente, tendendo a um valor de gradiente geotérmico mais constante no perfil de profundidade (Fitzgerald et al., 1999). Um soerguimento acentuado (maior que a erosão) leva ao resfriamento, pois as rochas de um dado nível crustal resfriam à medida que se aproximam da superfície terres- tre. Esse resfriamento pode ser intensificado se levarmos em conta que a taxa de soerguimento maior que a erosão ainda provocará desequilíbrio isostático, levando a uma taxa de soerguimento adicional às montanhas, acelerando o processo de exumação (Burbank; Pinter, 1999). Portanto, logo após o aquecimento posterior ao espes- samento crustal, um processo de resfriamento toma lugar na crosta, e dependendo da taxa desse resfriamento, ou seja, dependendo das taxas de erosão geradas, a taxa de aquecimento pode ser suplantada pela de resfriamento, gerando somente um resfriamento resultante no processo de espessamento crustal como um todo. Os elementos que irão exercer influência na intensidade das taxas de erosão serão discutidos nos próximos capítulos. Após a colagem e estabilização do novo continente for- mado, este passa a apresentar características intraplaca, ou seja, a atuação continuada da erosão expõe as porções mais profundas da crosta e suas rochas de maior grau meta- mórfico e ainda a atuação de uma tectônica branda guiada principalmente pelo processo de resfriamento da crosta. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 37Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 37 01/12/2011 19:24:4601/12/2011 19:24:46 38 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Limite divergente entre placas e comportamento das isotermas Os processos tectônicos envolvidos em um ambiente distensivo são bastante importantes do ponto de vista de geração de relevo por serem responsáveis pela geração de amplas zonas de falhamento normal, consequentemente gerando relevo escarpado e escalonado. Um processo de rifteamento pode se iniciar a partir de junções tríplices, onde dois de seus braços progridem no processo de distensão enquanto o terceiro geralmente sofre uma interrupção da distensão. A interconexão dos braços ativos entre mais de uma junção tríplice forma uma zona extensa de quebramento continental. Um rift ainda pode se desenvolver de forma passiva ou ativa. Será passi- va quando houver a concentração de esforços distensivos decorrentes da tração provocada em áreas distantes, como, por exemplo, pela subducção de uma das margens da placa. Por outro lado, o processo de rifteamento ativo envolve uma anomalia térmica que irá provocar esforços distensivos em função do desequilíbrio da densidade dos diferentes níveis da crosta. Após a instalação de um campo de esforço distensivo, fatores intrínsecos da litosfera irão determinar se a área sob distensão irá sofrer soerguimento. Portanto se o manto litosférico apresentar uma distensão maior que a crosta, haverá soerguimento. Porém, se a crosta se distender mais que o manto litosférico, haverá subsidência. Outro fator que exercerá controle será a razão entre essas duas camadas. No momento anterior à extensão, em uma litos- fera homogênea, se a espessura da crosta for maior que 14 km, a área irá sofrer subsidência (Stüwe, 2007). Por outro lado, se a crosta for mais fina que aquele valor, a extensão irá provocar o soerguimento da crosta. Porém, na maioria das localidades onde se inicia um processo de rifteamento a crosta continental apresenta espessura maior que 14 km. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 38Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 38 01/12/2011 19:24:4601/12/2011 19:24:46 DINÂMICA DO RELEVO 39 Manto litosférico Subsidência Soerguimento Astenosfera Km 40 80 Crosta Figura 9 – Perfil esquemático de um rift assimétrico. A falha principal de descolamento separa a litosfera afinada em placa superior e infe- rior. É importante observar que sobre a placa inferior o afinamento crustal é mais intenso, provocando subsidência, enquanto sobre a placa superior a deformação é relativamente menor. O soerguimento da astenosfera acontece sob a placa superior, provocando aqueci- mento e soerguimento. Fonte: modificado de Costa et al., 1992 Com o avanço do processo da distensão, se ocorrer um destacamento horizontal na zona de transição rúptil-dúctil da litosfera (Figura 9), o plano (zonas de cisalhamento) gerado irá separar a parte inferior, que deformará de forma dúctil, e a parte superior, que poderá possuir comporta- mento rúptil. Dessa forma, um sistema lístrico de falhas normais, em constante deformação, irá se desenvolver por distensão pura, dando origem a um sistema rift simé- trico (Costa et al., 1992). Por outro lado, se essa zona de destacamento se desenvolver com um ângulo mais alto, um sistema assimétrico irá se desenvolver por distensão simples (cisalhamento simples) (Figura 9). Nesse caso, a maior distensão irá ocorrer na lapa da falha principal, onde a crosta desenvolverá falhas normais, gerando hemi- -grabens. No caso da capa ocorrerá pouca distensão, for- mando um sistema de falhas normais pouco acentuadas, ou seja, não envolve grande montante de estiramento. Além disso, a capa irá sofrer soerguimento decorrente do reajuste isostático provocado pela subida da Moho por causa do afinamento da litosfera provocado pela falha principal. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 39Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 39 01/12/2011 19:24:4601/12/2011 19:24:46 40 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Intensificando-se ainda mais a deformação, os blocos dos hemigrabens formados irão rotacionar e gerar uma área rebaixada onde sedimentos provenientes das escarpas marginais ao rift irão se acumular. No momento em que a astenosfera atinge profundidade rasa o bastante para fundir a base da crosta ocorre a intensificação do vulcanismo e o início da formação de crosta oceânica. Por outro lado, um rift nem sempre se desenvolve continuamente até a formação da crosta oceânica; em um dado momento o processo de extensão pode parar, constituindo assim em um rift abortado. De acordo com o modelo de Houseman e England (1986), a extensão é função do desenvolvimento termal e reológico da li- tosfera, ou seja, depende do soerguimento térmico que a litosfera sofrer e das mudanças reológicas que sofrerá com a oscilação da temperatura. Em um cenário onde uma pluma mantélica provoca o soerguimento da litos- fera, a continuidade da distensão será regida pela relação entre a energia potencial acumulada pelo soerguimento e o enfraquecimento do manto litosférico. Nesse caso, se o soerguimento for muito pequeno, as forças extensio- nais causadas pela energia potencial acumulada não irão suplantar o enfraquecimento do manto litosférico. Se o soerguimento for na casa de centenas de metros, as forças serão suficientes para provocar a distensão, porém o res- friamento provocado pelo reequilíbrio térmico da litosfera (Stüwe, 2005) gera um espessamento do manto litosférico e consequente aumento da resistência, que, por sua vez, leva ao cancelamento da distensão. Se o soerguimento for quilométrico, haverá forças suficientes para imprimir uma velocidade de extensão que suplantará o enrijecimento do manto litosférico, causando a continuidade da distensão. À medida que o continente se afasta da zona de sepa- ração, tanto a borda da crosta continental quanto a crosta oceânica sofrem resfriamento e consequente reajuste isos- Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 40Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 40 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 DINÂMICA DO RELEVO 41 tático, o que leva à subsidência da bacia marginal formada durante a fase rift. Essa subsidência térmica provoca uma mudança brusca nos tipos de estrutura sedimentar. En- quanto que na fase rift a bacia marginal possuía seu pacote sedimentar dominado por falhas sin-sedimentares, na fase de margem passiva (fase drift) os estratos apresentam-se, de forma geral, subparalelos. Em uma margem passiva, a subsidência que ocorre na bacia tem grande importância, pois a litosfera, ao se reequilibrar isostaticamente, gera modificações na margem continental e no escarpamento previamente formado em função do intenso falhamento durante a fase rift. Essas modificações são constantemente recicladas por causa dos processos erosivos típicos de ambiente litorâneo, pois ha- verá o alívio do embasamento pela erosão e o carregamento na bacia por conta da sedimentação. O aumento da aplicação de métodos termocronoló- gicos em margens passivas favoreceu o entendimento da evolução destas. Porém, em alguns casos a evolução de margens passivas pode se tornar mais complexa se even- tos tectônicos ressurgentes tomarem lugar na evolução. Podemos citar como exemplo a margem passiva brasileira, onde trabalhos de Gallagher et al. (1994) e muitos outros interpretam que a evolução pós-rift teve praticamente só a atuação de erosão e consequente retração de escarpa. Porém trabalhos como os de Hackspacher et al. (2004) e Siqueira-Ribeiro (2007), entre outros, mostram que a evolução do relevo da margem no Sudeste brasileiro é complexa, pois fica evidente nesses trabalhos a atuação de eventos tectônicos, além da atuação isolada de eventos erosivos. O processo de reativação tectônica do Sudeste brasileiro que acabou por gerar um sistema rift chamado de Rift Continental do Sudeste Brasileiro (RCSB) foi o principal complicador na evolução da margem continental do Sudeste Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 41Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 41 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 42 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) brasileiro. Com base em um estudo de traços de fissão. As modificações na litosfera decorrentes de processos distensivos já discutidos ficam mais evidentes a partir da aplicação dos métodos termocronológicos. Em um contexto geral, existe uma tendência de au- mento das idades de traços de fissão conforme o avanço para o interior do continente, expondo idades de pouco mais de 30 Ma na Serra do Mar (margem continental), atingindo idades de até 243 Ma (no caso das apatitas) em regiões mais distantes da Serra da Mantiqueira. Diversos autores já haviam atentado para tal fenômeno na região ou mesmo em outras margens de rifts (Gallagher et al., 1998; Ghebreab et al., 2002; Spiegel et al., 2004; Van der Beek et al., 1998, entre outros). Esse acontecimento vem enunciar que a margem continental sofreu com eventos térmicos e esteve mais ativa tectônica ou epirogeneticamente até mais recentemente, enquanto o interior permaneceu um pouco mais estável nos últimos milhões de anos. Porém, se observada somente a região mais próxima ao RCSB, as escarpas voltadas a essa estrutura apresentam uma variação de idade; possuem um rejuvenescimento em direção às bacias, principalmente no lado norte (Serra da Mantiqueira). Essa variação provavelmente ocorre em função da instalação do próprio rift e de reativações de antigas zonas de cisalhamento. Como afirmado anteriormente, próximo ao rift há uma mudança na disposição geral das idades, e quando observado ao longo de perfis, muita vezes são observadas variações contrárias à esperada em um evento de soergui- mento somente, nas quais as cotas mais baixas possuem idades mais novas, e nos topos das serras, mais antigas (pois passou primeiro pela isoterma que dá início à ge- ração dos traços). Guedes et al. (2000) e Ribeiro (2003), em estudos pró- ximos a zonas de falhas, mostraram que estas causam Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 42Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 42 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 DINÂMICA DO RELEVO 43 alterações na distribuição das idades ao longo da área. Esses dois trabalhos foram realizados em zonas de falhas normais, na Serra da Mantiqueira, e mostraram idades mais antigas na capa (teto) e idades mais novas na lapa (muro). O resultado é correlacionado a pulsos tectôni- cos individuais, onde a região mais elevada já teria sido alçada anteriormente ao alçamento da parte inferior da serra (Figura 10). Mais recentemente, Siqueira-Ribeiro (2007) também identificou os falhamentos na Serra do Mar como os causadores da distribuição heterogênia das idades traços de fissão na área. Figura 10 – Evolução proposta por Hackspacher et al. (2004), Guedes et al. (2000) e Ribeiro (2003), baseados em estudos de traços de fissão em zonas de falhas na Serra da Mantiqueira. Fonte: modificado de Genaro, 2005 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 43Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 43 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 44 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Para a configuração da distribuição apresentada na área de estudo, devemos ressaltar que na região não ocor- re uma única falha, mas uma sucessão delas, formando assim uma estrutura clássica do tipo rift. Portanto, uma possível explicação para a inversão das idades ao longo de um perfil semivertical seria um modelo de blocos escalo- nados, comum em processos de abertura tipo rift, como o do RCSB. A disposição geral das amostras apresenta um envelhe- cimento destas com o aumento da altitude. A percepção do envelhecimento fica mais fácil por meio de gráficos de idades por altitude (Figura 11). Figura 11 – Gráfico idades x altitudes mostrando o comportamento geral das idades das amostras. A sombra indica a disposição prefe- rencial do gráfico. Fonte: modificado de Genaro, 2008 Agora, pequenos perfis próximos ao RCSB mostram a distribuição contrária no mesmo gráfico de idade versus altitude (Figura 12). Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 44Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 44 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 DINÂMICA DO RELEVO 45 Figura 12 – Gráfico idades x altitudes mostrando mudança de com- portamento próximo ao RCSB. A sombra indica a disposição pre- ferencial do gráfico. Para explicar as idades encontradas no embasamento rente ao RCSB, propõem-se um processo que ocasiona- ria um soerguimento diferencial e, com isso, uma erosão mais acentuada nos blocos mais altos. Nesses blocos, as idades mais novas seriam erodidas, deixando expostas às idades mais antigas, ao contrário de um soerguimento simples seguido de uma denudação, em que as amostras do topo teriam idades mais antigas comparativamente à base (Figura 13). Idades Novas Erosão Idades Antigas Figura 13 – Esquema de denudação em blocos escalonados. Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 45Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 45 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 46 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Ambientes conservativos ou transcorrentes Ambientes tectônicos conservativos ou margem de placa conservativa é aquela onde não há a formação nem o consumo por subducção da litosfera onde a movimenta- ção das placas se dá por meio da formação de sistemas de falhas em que o movimento é paralelo à direção da falha principal (Moores; Twiss, 1995). Geralmente, essas zonas de transcorrência estão associadas a zonas convergentes ou divergentes, para permitir a movimentação diferenciada de blocos subductantes ou, no caso da zona divergente, permitir diferentes taxas de expansão oceânica. Em junções tríplices, um ou mais braços podem sofrer movimentação transcorrente. Portanto, as zonas de falhas transcorrentes geralmente possuem terminação em uma zona de subducção e/ou de expansão oceânica. Associada aos sistemas transcorrentes existe uma gama de estruturas que são desenvolvidas e que geram basicamente áreas compressivas com soerguimen- to e áreas distensivas e subsidentes. Assim sendo, zonas transcorrentes se tornam importantes áreas de geração de relevo. Em geral, as zonas transcorrentes são compostas por falhas principais de grande rejeito nas quais desenvolvem-se estruturas secundárias. Em termos de campo de tensões, a tectônica transcorrente é caracterizada por um arranjo dos tensores principais com as componentes máxima (1) e mí- nima (3) horizontais, enquanto a componente intermediária está contida no plano de falha, que é, portanto, vertical. A deformação produzida é do tipo cisalhamento simples (rotacional), uma vez que, com o movimento progressivo, os elementos previamente formados vão sendo rotacio- nados e têm sua posição original alterada. Se tomarmos o diagrama de Riedel como referência (Wilcox et al., 1973), as principais estruturas associadas, importantes de serem Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 46Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 46 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 DINÂMICA DO RELEVO 47 destacadas, são as falhas de tensão relacionadas à extensão do elipsoide de strain (perpendiculares ao maior eixo do elipsoide) e as dobras em echelon (dobras com eixo paralelo ao maior eixo do elipsoide). De acordo com o sentido de movimento e disposição entre as falhas principais, áreas compressivas ou distensivas irão se formar, como mostra a Figura 14. Figura 14 – (A) Com o sentido de movimento dextral, a sobreposição das falhas à esquerda faz que se forme uma zona de compressão resul- tando em soerguimento. (B) Com o sentido de movimento dextral, a sobreposição das falhas à direita faz que se forme uma zona de tensão resultando em abatimento e formação de bacia. A facilidade de geração de estruturas secundárias de transtensão associadas à falha transcorrente principal faz que zonas de transcorrência sejam importantes áreas de geração de áreas subsidentes, consequentemente locais de formação de bacias sedimentares. No geral, bacias formadas em zonas de transcorrência são chamadas de pull-apart, porém essa denominação é dada quando as bacias são formadas por um processo de falhamento nor- mal perpendicular às duas falhas principais paralelas com um segmento superposto, ou ainda quando uma zona de falha transcorrente apresenta uma curvatura em sua di- reção. Porém, outros padrões estruturais transcorrentes Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 47Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 47 01/12/2011 19:24:4701/12/2011 19:24:47 48 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) também geram áreas subsidentes, como, por exemplo, falhas que convergem ou divergem mostrando padrões anastomosados ou ainda quando cruzam diversas vezes dando origem a formas romboédricas. Da mesma forma que associada a grandes falhas trans- correntes, há a formação de zonas transtensivas que formam bacias, zonas transpressivas também são geradas, formando áreas soerguidas. No geral, em um sistema transcorrente há a alternância entre áreas bacinais e áreas soerguidas, gerando um padrão de relevo peculiar onde essas áreas soerguidas acabam por sofrer proeminente erosão, forne- cendo sedimentos para as bacias adjacentes. Lançando mão novamente neste ponto dos concei- tos térmicos e dos modelos de isotermas de Stüwe et al. (1994) e Braun (2002; 2005) discutidos anteriormente, percebe-se que esse ambiente tectônico e as formas de relevo geradas podem provocar uma grande mudança na forma das isotermas rasas, consequentemente podendo ser bem descritas por meio dos métodos termocronológicos discutidos neste livro. Referências bibliográfi cas BRAUN, J. Quantifying the Effect of Recent Relief Changes on Age-Elevation Relationships. Earth Planet Sci. 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Isso compreende a atuação do cli- ma, da tectônica e da biologia na alteração da rocha, na formação do solo e em sua destruição. Esses processos são os formadores do domínio natural da superfície, a qual é denominada em geomorfologia de “paisagem”. A definição mais utilizada é a de Jean Tricart (1977, p.97): “uma porção perceptível a um observador onde se inscreve uma combinação de fatos visíveis e invisíveis e interações as quais, num dado momento, não percebeu senão o re- sultado global”. Desse modo, este capítulo mostra os principais agentes dos processos da formação e destruição do relevo, suas formas residuais e sua quantificação, cujos resultados serão apresentados nos próximos capítulos. Quanto aos processos modeladores do relevo, podemos citar o clima, a tectônica, os fluxos de calor (como visto no capítulo anterior) e os processos biológicos, os quais não serão abordados neste capítulo por serem temporalmente irrelevantes. Assim, a quantificação temporal dos processos erosivos será ne- cessária, pois apenas uma descrição empírica dos fatos Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 53Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 53 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 54 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) não pode ser representativa de uma evolução genética da paisagem. Em consequência, iremos apresentar uma estruturação dos referenciais temporais na evolução da paisagem, representados nas diversas teorias de evolução geomorfológicas, independentemente de seus conteúdos empíricos. Processos físicos na elaboração do relevo Clima A delimitação dos domínios climáticos é um dos prin- cipais desafios para a classificação climática. Seria cômoda a adoção de valores numéricos com espaçamentos cons- tantes, mas deve-se levar em conta que as mudanças na paisagem não são convencionais, mas sim na definição dos controles que atuam em sua delimitação. Os grandes domínios climáticos do mundo estão basea- dos na classificação proposta por Strahler (1978), que teve como fundamento os conhecimentos sobre a circulação geral da atmosfera, associada à origem, à natureza, aos movimentos das massas de ar e às perturbações frontais, responsáveis pela gênese dos sistemas atmosféricos (Men- donça; Danni-Oliveira, 2007). A diversidade climática depende de vários fatores. Dentre eles, destacam-se: a vegetação; a maritimidade/ continentalidade; a latitude; a extensão territorial; as formas de relevo; e a dinâmica das frentes de massa de ar. Este último fator é de suma importância porque atua diretamente tanto na temperatura quanto na pluviosidade, provocando as diferenciações climáticas regionais. Ele é fortemente controlado pela latitude, pois esta retrata a ação de alguns condicionantes astronômicos na quantidade de energia que entra no sistema superfície-atmosfera, como Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 54Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 54 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 DINÂMICA DO RELEVO 55 a rotação da Terra (diferença entre dia e noite), a inclina- ção do eixo terrestre e o movimento de translação. Uma descrição pormenorizada desses conceitos encontra-se em Mendonça e Danni-Oliveira (ibidem). Outro fator que diversifica os padrões climáticos da Terra é o relevo, em decorrência de sua variação de alti- tude, forma e orientação de seus vales e o padrão de suas vertentes. O relevo apresenta três atributos importantes na de- finição dos climas: posição, orientação de suas vertentes e de seus vales e a declividade. A posição do relevo favorece ou dificulta os fluxos de calor e umidade entre as áreas contíguas (ex.: Himalaia) (ibidem). A orientação do relevo em relação ao Sol irá definir as vertentes mais aquecidas e mais secas e aquelas frias e úmidas. Um exemplo dado por Mendonça e Danni- -Oliveira (ibidem) diz que no Hemisfério Sul, as vertentes mais quentes serão aquelas voltadas para o Hemisfério Norte, pois nesse hemisfério o Sol estará sempre no ho- rizonte norte, deixando à sombra as vertentes voltadas para o horizonte sul. Os vales possuem um controle local do clima. Vales muito fechados favorecem a precipitação intensa das chu- vas, e vales muito abertos favorecem o aquecimento solar. As regiões que possuem em sua superfície um nível ondulado terão o fator declividade modificando a rela- ção superfície/radiação incidente (como visualizado na Figura 15). A vegetação desempenha um papel regulador de umi- dade e de temperatura extremamente importante, dimi- nuindo mais a temperatura em áreas florestadas do que em planícies e planaltos, uma vez que as copas, os troncos e os galhos das árvores atuam como barreira à radiação solar direta (ibidem), controlando a deposição e/ou erosão das encostas (Birot, 1960). Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 55Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 55 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 56 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) Os tipos de clima do Brasil A classificação do clima no Brasil possui poucas modi- ficações desde a classificação de Strahler (1978), que está baseada nos ventos equatoriais e no microclima vigente. Dentre eles, destacam-se: O Clima Equatorial Úmido (CEU) é dominado pela atuação da massa equatorial continental durante todo o ano, o que produz um clima quente e chuvoso caracteri- zado pela pequena amplitude térmica. O Clima Litorâneo Úmido (CLU), dominado principal- mente pela atuação da massa tropical atlântica, é quente e chuvoso. A pluviosidade média anual varia entre 1.500 mm e 2.000 mm. No verão, a massa tropical atlântica avança sobre as regiões costeiras. O encontro dessa massa com as escarpas planálticas origina massas de ar frio e precipitação de chuvas intensas nas encostas das Serra da Borborema, Chapada Diamantina, Serra do Mar e Serra da Mantiqueira. Figura 15 – Altura solar (h) e declividade. Para uma mesma radiação solar incidente (RSI). Quando a incidência do Sol será maior na vertente (45º) do que na planície (90º). Fonte: modificado de Mendonça e Danni-Oliveira, 2007 Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 56Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 56 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 DINÂMICA DO RELEVO 57 O Clima Tropical (CT) caracteriza-se por apresentar invernos secos e verões chuvosos. A pluviosidade mé- dia anual situa-se em torno dos 1.500 mm. No verão, ele é dominado pela massa equatorial continental e pela massa tropical atlântica. Os planaltos e serras do Sudeste costumam apresentar médias térmicas menores do que o conjunto da área abrangida pelo CT. O Clima Tropical Semiárido (CTSA) abrange a área do Sertão nordestino. Essa área funciona como um centro dispersor de massas de ar, apresentando menores médios pluviométricos que as vigentes no resto do país. As chuvas não ultrapassam a barreira dos 750 mm/ano e apresentam- -se irregularmente distribuídas. O Clima Subtropical Úmido (CSU) é dominado pela massa tropical atlântica, mas está sujeito à penetração da massa polar atlântica, principalmente no inverno. Apre- senta as maiores amplitudes térmicas entre os climas bra- sileiros: os verões são quentes e os invernos são frios. A média pluviométrica é elevada (aproximadamente 1.500 mm), não havendo estação seca. No verão a massa tropical atlântica provoca chuvas por causa do aquecimento do continente. No inverno, ocor- re o avanço da massa polar atlântica. O encontro dessas massas de ar diferentes provoca chuvas frontais. A massa polar permanece estacionária e ocasiona ondas de frio de intensidade e duração variáveis. É quando ocorrem as geadas e, em algumas regiões, a queda de neve em algumas cidades do Sul do Brasil. Processos intempéricos Introdução Com a atuação do clima ocorrem diversos tipos de in - temperismo. Estes se caracterizam por um conjunto de Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 57Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 57 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 58 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) processos químicos, físicos e biológicos que provocam a desintegração e a decomposição do relevo. No intemperismo físico ou mecânico (atuação da tempe- ratura, por exemplo), próprio de climas secos e quentes, as rochas são degradadas sem a alteração de sua composição. Ocorre uma desintegração mecânica. O intemperismo químico, de domínios úmidos, ocorre quando a água ou substâncias nela dissolvidas reagem com os componentes das rochas, dissolvendo-os. Há a modificação da química das rochas, que ficam mais su- ceptíveis à erosão pelos demais fatores exógenos. O produto do intemperismo é a formação do manto ou regolito, rocha decomposta que repousa sobre a rocha matriz, para que, futuramente, se transforme em solo. A ação dos agentes orgânicos, como fungos que se depo- sitam nas rochas, caracteriza o intemperismo biológico, mas sua ação é desprezível em razão da lentidão com que ocorre. A relação do clima com o intemperismo O clima controla o intemperismo quase que diretamente por meio da temperatura e da precipitação de uma região, e também indiretamente mediante os tipos de vegetação que cobrem a paisagem. Iremos considerar os proces- sos intempéricos e a natureza dos materiais resultantes. Usaremos a classificação baseada em Bloom (1970) e o reconhecimento de solo e a geomorfologia baseados em diversos autores que podemos, entre os quais destacar Bigarella et al. (1996), Young; Young (1992) e Lepsch (2007). As abreviações climáticas do Brasil apresentam- -se entre parênteses. As condições favoráveis para tal deposição comple- ta de minerais são encontradas em climas tropicais com a pluviosidade anual elevada e pelo menos uma estação seca. Se o predomínio da estação seca for prolongado, Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 58Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 58 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 DINÂMICA DO RELEVO 59 poderá formar superfícies geomórficas (Capítulo 4) e os minerais ricos em ferro e alumínio podem formar solos lateríticos residuais, às vezes com espessura maior que 100 m (ibidem). Em rochas mais silicosas acima da laterita, podem se formar crostas de sílica amorfa ou estratos de rocha silicosa em meio à laterita. Em rochas calcárias, ocorre intensa carbonatação, quan- do o calcário é dissolvido por soluções de ácido carbônico, formando cavernas propriamente ditas (Bloom, 1970). Algumas feições geomorfológicas originadas no cli- ma tropical úmido registram um conteúdo temporal. As evoluções dos solos lateríticos denotam um exemplo ideal (Figura 16), como a taxa de intemperismo em áreas planas é mais alta que a erosão, a taxa de formação de perfis la- teríticos poderia ser de milhões de anos (dependendo do soerguimento regional e a denudação). Perfis lateríticos muito velhos são muito espessos, maturos, chegando a ter mais de 10 m de espessura. Perfis lateríticos mais antigos, depositados acima de superfícies geomorfológicas, apresentam a formação de juntas de contração e/ou fissuras provocadas pelo intem- perismo físico (variação de temperatura). Posteriormente, a atuação do intemperismo químico (dissolução, hidrólise e/ou silicificação) causa o aparecimento de cavidades no perfil laterítico (piping), gerando a formação de alvéolos, cavidades e até cavernas (Young; Young, 1992; Bigarella et al., 1996). Segundo Young e Young (1992) e Ribeiro e Siqueira-Ribeiro (2007), esse tipo de cavidade é muito raro e demonstra uma antiguidade muito grande da ordem de milhões de anos. Regiões quentes e áridas Esse tipo de clima produz solos tropicais, com altas concentrações de óxido de ferro, urânio, cobre e níquel Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 59Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 59 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 60 PETER CHRISTIAN HACKSPACHER (ORG.) que constituem depósitos minerais (Biondi, 2003; Ribeiro, 2009; Ribeiro; Siqueira-Ribeiro, 2009). Quando a rocha é calcária, formam-se superfícies aplainadas, com hori- zontes de solo empobrecido em componentes orgânicos e químicos. Rochas quartziticas formam relevos aplainados, com deposição de tálus em suas bordas e relevos ruini- formes (ex.: Nordeste do Brasil) (Bloom, 1970; Ribeiro et al., 2006; 2007). Nesse clima, ocorrem depósitos aos quais é possível inferir uma convenção temporal. São depósitos de tálus sobrepostos, leques aluviais sobrepostos e colúvios sobre paleossolos (Figura 16). Esses tipos de depósito podem ser datados com análise de termolumiscência, isótopos de oxigênio, carbono 14 (Suguio, 1999); indiretamente, por traços de fissão e (U-Th)/He (Burbank et al., 2003; Blythe et al., 2007). Figura 16 – Esquema mostrando a sobreposição de colúvios. Região subtropical fria Nestas regiões, os intemperismos físico e químico pre- dominam, com atuação de chuvas e, em lugares altos, neve, que permitem a hidratação e a oxidação dos mine- rais formando solos com compostos de ferro e sílica. Em Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 60Dinamica_do_relevo_(FINAL).indd 60 01/12/2011 19:24:4801/12/2011 19:24:48 DINÂMICA DO RELEVO 61 áreas montanhosas, onde predominam intensas geadas, em alguns lugares até neve (São Joaquim, SC), formam- -se solos com o predomínio do intemperismo físico e/ou mecânico, com a formação de solos litólicos quimicamente pobres e o predomínio de tálus, nas vertentes expostas. O intemperismo químico é incipiente apenas por oxidação das rochas (Bloom, 1970). Nos relevos formados nesse tipo de clima, formam- -se múltiplas superfícies geomorfológicas sobrepostas e intensamente erodidas, sendo seu critério temporal difícil de ser analisado (veja o próximo capítulo). Uma análise de múltiplos perfis de solo e um estudo geomorfológico deta- lhado poderiam elucidar esse problema. Na Austrália, foi feito uma análise similar por Bourne e Twidale (2000). Depósitos exógeno