geomorfologia estrutural - macroformas da paisagem · geologia. abraham gotlob werner (1749 –...
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Geomorfologia Estrutural - Macroformas da
Paisagem
1. Breve Histórico
O tronco de onde nasceu a Geomorfologia se relaciona, no começo,
com a Geografia Física e também com grandes viajantes que descreveram
vários setores da superfície da Terra.
A geomorfologia, como ciência explicativa, tem suas raízes na
Geologia.
Abraham Gotlob Werner (1749 – 1817) foi o primeiro geólogo que
relacionou a influência do tipo de rochas e estruturas na formação das
paisagens de uma localidade da superfície da Terra.
Em 1795, James Hutton escreveu: “As montanhas se formaram pela
abertura dos vales, e os vales foram abertos pelo atrito de materiais duros,
vindos das montanhas.”
John Wessel Powell, em suas explorações do Rio Colorado em 1875, e
Groove Karl Gilbert que estudou a geologia das Montanhas Henry em
1877 estabeleceram as relações genéticas entre as rochas e estruturas com
as paisagens resultantes. Foram os fundadores da Geomorfologia
Estrutural.
John Wesley Powell se notabilizou pelo conceito de nível de base de
erosão e pela curva genérica de gaduação, dos rios onde já está implícita a
noção de ciclo de erosão, figura 1.
Fig. 1 – Ilustração ideal de nível de base de erosão e rio graduado. Nas
cabeceiras a drenagem está em plena fase de erosão, na parte média
predominam processos de transporte, na foz, próximo do nível de base,
predominam processos de deposição e formação de deltas. Modificado de
Cotton (1968). À direita, John Wesley Powell, um dos fundadores da
geomorfologia Estrutural
Willian Morris Davis, no início do século dezenove, estabeleceu a
noção de Ciclo de Erosão, substituiu o método descritivo, com base na
observação direta, pelo método explicativo, procurando estabelecer o
significado genético das paisagens. A figura 1 mostra as três fases de um
ciclo ideal de erosão.
Von Engeln em 1942 assinalou a importância da geomorfologia para o
geólogo: “Se o princípio do atualismo diz que os processos que atuam hoje
são aproximadamente os mesmos que atuaram no passado, a competência
em interpretação geomorfológica é fundamental para a formação do
geólogo.”
A Geomorfologia Estrutural – Relação das rochas e estruturas com a
paisagem - atualmente tem forte apelo para os geólogos que trabalham em
mapeamento geológico, os quais, através da Aerofotogeologia e do
Sensoriamento Remoto Orbital aplicado à geologia, junto com o
mapeamento geológico de campo, produzem mapas geológicos, essenciais
para as pesquisas acadêmicas, bem como para os diversos ramos da
geologia aplicada.
2. Geomorfologia Estrutural – Macroformas da paisagem
Um dos fundadores da geomorfologia americana William Morris
Davis, no fim do século XIX, atribuiu o aspecto presente das paisagens
principalmente à influência de três fatores: Estrutura, processo e estágio.
O termo geral estrutura refere-se à influência das propriedades dos
minerais e das rochas nas formas das paisagens. Este é o campo da Geomorfologia Estrutural
que, na escala geomorfológica (quadro I, Introdução), estuda as Macroformas da paisagem.
Pelo tipo de minerais que formam as rochas, estas podem ser mais ou menos resistentes ao
intemperismo e à erosão.
Em determinados setores da superfície da terra a paisagem pode ser esculpida em rochas maciças,
em rochas dispostas em camadas horizontais, camadas inclinadas ou podem estar fraturadas.
Estes fatores estruturais, independentes dos minerais formadores das rochas, também podem influir
no aspecto da paisagem
Na maioria dos casos, ocorre combinação dos fatores mineralógicos, petrográficos e estruturais, na
maneira de como as paisagens são esculpidas pelos processos geológicos de origem externa.
Um fato estrutural geral importante é que quebras de relevo indicam mudança do substrato
geológico, mais duro, mais resistente, forma ressalto topográfico, mais mole, friável menos
resistente, causa rebaixamento topográfico, figura 2.
As quebras de relevo são o principal guia em que se baseiam os geólogos para mapear rochas e
estruturas. Para isto, junto com o trabalho de campo, usam imagens aéreas e orbitais para traçar os
contatos entre litologias diferentes, onde as quebras de relevo são realçadas em imagens
estereoscópicas com exagero vertical, no estereomodelo.
Fig. 2 – Relações simples de rochas e estruturas com a paisagem.
Modificado de Cotton (1968). As quebras de relevo são realçadas em
imagens estereoscópicas.
3. Rochas e macroformas da paisagem.
A Crosta terrestre é composta por rochas.
Alguns corpos de rocha apresentam grande extensão, outros são
pequenos. A natureza das rochas, seu arranjo relativo, suas texturas e
estruturas menores afetam a ação dos agentes geomorfológicos de
origem externa (água líquida, ar, gelo em movimento) que modelam a
superfície da Terra. As formas da paisagem , erosivas residuais ou
deposicionais dependem, em grande parte, da natureza do substrato
rochoso.
Três grupos de rochas compõem a crosta terrestre: ígneas,
sedimentares e metamórficas. Geralmente as rochas sedimentares e
metamórficas se originam da destruição ou modificação de rochas ígneas
primitivas.
Rochas ígneas
As rochas ígneas se originam a partir do resfriamento de uma massa
fundida de alta temperatura, o magma. Se o resfriamento do magma ocorre
em superfície formam-se as rochas extrusivas ou vulcânicas. As
macroformas da paisagem associadas a rochas vulcânicas, são cones
chaminés (necks),caldeiras, planícies e planaltos vulcânicos, diques e
sils ou soleiras,figura 3.A rocha vulcânica mais comum é o basalto.
Fig. 3 – Principais formas estruturais associadas com vulcanismo. Modificado de Raisz
(1956).
Quando o resfriamento se dá no interior da crosta formam-se rochas intrusivas ou
plutônicas. A rocha ígnea plutônica mais comum é o granito. As rochas ígneas
plutônicas ocorrem em amplas áreas sob a forma de grandes corpos, com mais de
100km2 de área, chamados batólitos. Desenvolvem macroformas da paisagem maciças
ou cupuliformes. Éstas cúpulas podem ter o seu topo aplainado, e formam então
verdadeiros planaltos erosivos, figura 4.
Fig. 4 – Formas estruturais associadas à rochas ígneas plutônicas. Batólito, relevo em
cúpulas e, ou planalto erosivo. Modificado de Raisz (1956).
Rochas sedimentares
As rochas sedimentares geralmente ocorrem em camadas. As rochas
detríticas se originam de depósitos cujo meio de transporte são a água
líquida, o gelo e o ar. Elas são formadas por partículas de minerais
individuais ou de rochas: blocos, cascalho, seixos, areia, silte e argila.
Carregados pelos rios, ventos, geleiras estas partículas são depositadas em
determinados sítios e originam sedimentos. Após processos de
compactação e cimentação, denominados no conjunto diagênese , os
sedimentos transformam-se em rochas sedimentares detríticas,
conglomerados, arenitos, siltitos, argilitos estas duas últimas litologias
são denominadas genericamente pelitos e as duas primeiras ruditos . As
macroformas da paisagem associadas a arenitos e conglomerados
consistem em feições tabulares mais ou menos salientes de acordo com o
grau de cimentação da rocha, mesas e planaltos, planícies aluviais,
coluviais, lagunares e costeiras. Os pelitos (siltitos e argilitos) sustentam
macroformas maciças de textura fina, figura 5.
Fig. 5 – Formas estruturais em sedimentos e rochas sedimentares horizontais.
Modificado de Raisz (1956)
Rochas Metamórficas
As rochas metamórficas são construídas a partir da transformação de
rochas ígneas e sedimentares pré existentes por ação principalmente da
pressão orientada e da temperatura, quando da formação das cadeias de
montanhas (Andes, Himalaias, etc). Apresentam textura cristalina com os
minerais orientados e estirados em resposta a pressões orientadas que
ocorrem no interior da crosta, nos sítios de formação dos cinturões
montanhosos, nas margens ativas das placas. As rochas metamórficas mais
comuns são os xistos, ardósias filitos gnaisses, migmatitos e mármores.
Uma das características das formas das paisagens modeladas em rochas
metamórficas é a orientação das formas especialmente evidentes nos
quartzitos, figura 6.
Nos gnaisses é esculpido relevo maciço de textura média, semelhante
aos modelados em granitos, porém mais suave e orientado. O relevo
característico de quartzitos é o de cristas isoclinais e na sequência
metamórfica é o mais saliente. Nas ardósias se desenvolve relevo maciço
suave, semelhante ao desenvolvido em pelitos, porém de maior amplitude.
Nos filitos e chistos o relevo é maciço de textura fina e nos mármores
calcíticos se desenvolve relevo Cárstico nos climas úmidos. Em climas
áridos as formas são semelhantes às desenvolvidas nos arenitos.
Fig. 6 - Formas estruturais desenvolvidas em rochas metamórficas.
Modificado de Raiz (1956)
4. Estruturas geológicas e tipos de paisagens.
As macroformas do relevo, além de dependerem do tipo de rocha em
que são modeladas, são controladas pela geometria dos corpos rochosos e
pelas estruturas das rochas. A influência das estruturas rochosas varia
desde grandes feições que imprimem a sua influência na forma do relevo
por inteiro, até pequenas descontinuidades que constituem zonas
preferenciais para a ação dos processos de intemperismo e erosão.
Por exemplo, a estrutura predominantemente horizontal dos derrames
Vulcânicos que ocorrem na Bacia do Paraná determinam a forma de
paisagem Planalto para toda a metade norte do território do Rio Grande do
Sul.
Principalmente as formas que são afetadas por processos erosivos, em
vez de deposicionais demonstram a grande influência das estruturas das
rochas.
A influência das estruturas do substrato rochoso nas formas do relevo
principalmente erosivas, deve-se ao intemperismo e erosão diferenciais,
condicionados pelas diferentes geometrias e estruturas dos corpos de
rocha.
Rochas que apresentam estrutura predominantemente horizontal,
formam paisagens com superfície horizontal plana, delimitada por
escarpas. Estas formas são denominadas planaltos e mesas, . Rochas que
apresentam estruturas levemente inclinadas, formam paisagens com
superfície levemente inclinada no sentido do mergulho dos pacotes
delimitada por uma escarpa na outra vertente. Esta forma do relevo é
denominada “ Cuesta”.
Rochas que apresentam estruturas muito inclinadas formam relevos com
superfície fortemente inclinada no sentido do mergulho do pacote e uma
escarpa na outra vertente, denominados “hogbacks” Rochas que
apresentam estruturas verticais formam relevos apresentando duas
vertentes com fortes e iguais inclinações, são denominados cristas
isoclinais, figura 7.
Fig. 8 - Relação de atitude de pacotes (sedimentares, vulcânicos e
metamórficos) com formas estruturais da paisagem. Modificado de Davis
(1898).
Superfícies erosivas de aplainamento podem introduzir modificações
nestas paisagens estruturais, figura 9.
Fig. 9 – Efeito de superfícies de erosão nas formas da paisagem associadas
a pacotes de rocha.
Rochas em estruturas dobradas (anticlinais, sinclinais, domos e
bacias) são compostas por uma combinação das formas acima descritas.
Pode-se identificar, pela paisagem associada a dobras, os flancos da
dobra (hogbacks, cuestas), o núcleo (mesas) e a charneira da dobra e seu
mergulho pela disposição das escarpas em arco, figura 10.
Fig. 10 – Esquema de paisagem associada a estruturas dobradas. Modificado de Raisz
(1956).
Nas rochas onde predominam falhas e fraturas, estas estruturas
influem nos processos de intemperismo e erosão diferencial. Quando a
falha coloca em contato rochas de durezas diferentes, na rocha dura forma-
se uma escarpa dita de linha de falha, pois os desnivelamentos associadas à
falha são erosivos. No bloco topograficamente rebaixado forma-se um
vale, dito vale de linha de falha.
Fig. 8 – Esquema mostra paisagem em estrutura falhada, com os elementos
fundamentais, escarpa de linha de falha e vale de linha de falha.
Modificado de Strahler (1960).
Escarpa de falha expressa o rejeito da falha. Escarpa de linha de falha é
uma escarpa causada por erosão diferencial de rochas de composição
diferente de cada lado da falha. A grande maioria de escarpas associadas à
falhas são escarpas de linha de falha.
Além de escarpas e vales de linha de falha há outras feições
geomorfológicas associadas à falhas, figura 9.
Fig. 9 – Algumas feições geomorfológicas mais comuns associadas à
falhas. Modificado de Miller (1961).
Discordâncias
As discordâncias também podem ser consideradas feições estruturais.
Uma discordância é uma superfície de erosão ou não deposição que separa
rochas de idades muito diferentes. Rochas de origens diferentes podem
participar de discordâncias, tanto ígneas como sedimentares ou
metamórficas, figura 10. A forma das discordâncias nas paisagens varia
muito.
Fig. 10 – Rochas e discordâncias: Superfícies de discordância (a ~ b). A,
discordância entre rochas sedimentares, B, discordância entre rocha
vulcânica e sedimentar, C discordância entre duas rochas vulcânicas, D,
discordância entre rocha sedimentar e plutônica, (ígnea ou metamórfica), E
discordância entre rocha vulcânica e plutônica.
As formas da paisagem associadas à discordâncias são muito variáveis. A
amplitude relativa do relevo também é variável, desde áreas planas,
levemente onduladas, até altas cadeias de montanhas. Uma discordância
angular separa camadas ou pacotes de rocha com diferentes atitudes, figura
11.
Fig. 11 – T , terraço, relevo em mesa, E discordância erosiva entre o
terraço e camadas inclinadas S, relevo em hogbacks. A, discordãncia
erosiva ente as camadas inclinadas e camadas dobradas B, relevo em vale
aberto. Ambas são discordâncias angulares.
Em uma desconformidade, a superfície erosiva de discordância separa
camadas paralelas
O termo geral não conformidade é usado para discordâncias em que a
rocha antiga é uma rocha plutônica.
5. Rochas, Estruturas, Macroformas da Paisagem e Redes de
Drenagem.
Texturas dos sistemas de drenagem
As rochas e estruturas influem na disposição das redes de
drenagem, no que se refere à textura e ao padrão de drenagem.
A textura da drenagem é a quantidade de canais por unidade de
área. Indica a permeabilidade da rocha do substrato. Permeabilidade é a
capacidade do material de dar livre circulação à água que penetra no
substrato, formando águas subterrâneas. Os arenitos são rochas permeáveis
pois a água circula entre os grãos, os argilitos são rochas impermeáveis
pois as suas partículas finas retém a água.
Do ponto de vista da textura, a drenagem costuma ser classificada
em grossa, rochas permeáveis, média rochas medianamente permeáveis e
fina rochas impermeáveis.
Os arenitos apresentam textura grossa, caracterizam-se por poucos
ramos de drenagem bastante espaçados, figura 12.
Fig. 12 – Textura de drenagem grossa, poucos canais por unidade
de área, mais água subterrânea do que superficial. A macroforma do relevo
mais comumente associada à textura de drenagem grossa é a Cuesta.
Os argilitos apresentam textura de drenagem fina, pois são
impermeáveis, retém a água em superfície através de múltiplos canais com
pouco espaçamento entre si, figura 13.
Fig. 13 – Textura de drenagem fina, muitos canais por unidade de
área, mais água superficial do que subterrânea. A macroforma do relevo
mais comumente associada é a maciça de textura fina.
Os granitos apresentam textura de drenagem média, retém
discretamente a água, pois parte se infiltra através das fraturas que
compartimentam o maciço rochoso, figura 14.
Fig. 14 – Textura de drenagem média, distribuição média dos
canais por unidade de área, equilíbrio entre água superficial e subterrânea.
Padrões dos sistemas de drenagem
O padrão de drenagem refere-se ao desenho ou disposição espacial geral dos canais. Os
padrões, além de se associarem à composição da rocha, são controlados pelas estruturas
destas.Os principais padrões de drenagem são: dendritico, , paralelo, treliça,
retangular,angular, pinado radial, anelar, lagunado e cárstico.
O padrão dendritico ou arborescente ocorre em materiais
homogêneos que não apresentam estruturas de rocha controladoras da
drenagem. Este padrão é comum em argilitos e siltitos em posição
horizontal. Predominam canais sinuosos, multidirecionais e junções com
ângulos variados. Pode ocorrer também em rochas ígneas plutônicas
homogêneas com poucas fraturas, figura 15.
Quando a rede de drenagem demonstra leve direção preferencial
em pacote sub horizontal a drenagem é dita sub dendrítica.
Fig. 15 – Padrão de drenagem dendrítico, canais principalmente
sinuosos, ramos multidirecionais e ângulos de junção variados. Associado
a relevos maciço suave ondulado em pelitos e maciço forte ondulado em
plutônica homogênea.
O padrão paralelo ocorre em pacotes de rocha com leve
basculamento, arenitos, rochas vulcânicas. Os canais são paralelos, podem
ser retos ou sinuosos, os ângulos de junção são agudos e apontam para o
sentido do mergulho dos pacotes, figura 16. Associa-se a relevo em
Cuesta, ver figura 8. Quando os pacotes são sub horizontais, os canais
tornam-se muito sinuosos, o padrão é dito sub paralelo.
Figura 16 – Padrão de drenagem paralelo, canais retos a sinuosos,
unidirecionais, formam ângulos de junção agudos que apontam o sentido
do mergulho dos pacotes. Associa-se a relevo em Cuesta, desenvolve-se no
reverso desta. Modificado de Miller (1961).
O padrão de drenagem treliça ocorre em flancos de dobras associados a hogbacks .Os
canais maiores adaptam-se à direção dos pacotes e os menores entram nestes com
junções de 900, fluem segundo o mergulho dos pacotes ou contra o mergulho destes. Os
canais são retos e bidirecionais, figura 17.
Fig 17 – Padrão de drenagem treliça em flanco de dobra. Canais maiores encaxados na
direção dos pacotes e menores segundo o mergulho ou contra o megulho. Associa-se a
hogbacks, ver figura 8. Modificado de Soares e Fiori (1972)
O padrão de drenagem retangular associa-se com rochas fraturadas principalmente em
duas direções. Os canais são retos, bidirecionais, com junções em ângulos de 900.
É
comum a sua associação com relevo ruiniforme, relevo residual muito erodido, a erosão
é favorecida pelas fraturas, figura 18.
Fig. 18 – Padrão de drenagem retangular associado a fraturamento principalmente em
duas direções. Associa-se a relevo ruiniforme.
O padrão de drenagem angular associa-se com rochas fraturadas e falhadas em múltiplas
direções, principalmente do embasamento cristalino pré Cambriano. Predominam canais
retos multidirecionais, formando ângulos de junção variados. Associa-se a relevos
maciços de textura média a grossa, figura 19.
Fig. 19 - Padrão de drenagem angular associado com rochas do embasamento fraturadas
e falhadas em várias direções. Relevo maciço de textura grossa.
O padrão de drenagem pinado se adapta á folheação ou acamadamento de rochas
fortemente mergulhantes. É um padrão multidirecional , canais predominantemente
retilíneos, os menores entram nos maiores em ângulos agudos. É comum associado a
rochas metamórficas, xistos e filitos, figura 20. O relevo é maciço medianamente
ondulado.
Fig. 20 – Padrão de drenagem pinado, característico de xistos e filitos. Associa-se a
relevo maciço medianamente ondulado.
O padrão de drenagem radial centrífugo é multidirecional, os canais podem ser sinuosos
ou retilíneos, divergem de um centro comum. Esta associado a cúpulas que podem ser
intrusões,estruturas vulcânicas, estruturas dômicas, etc., figura 21.
Fig.21– Padrão de drenagem radial centrífugo associado à estrutura vulcano - tectônica.
Modificado de Garrels (1961).
O padrão anelar associa-se a estruturas circulares, domos, bacias, caldeiras, astroblemas
(estruturas de impacto de meteoritos). Os canais maiores assumem geometria em anel e
os menores entram em ângulos de 900 à semelhança do padrão em treliça, figura 22.
Fig. 22 – Padrão de drenagem anelar adaptado a estrutura dômica, causada por intrusão
Ígnea. A drenagem anelar marca as bordas da estrutura. Modificado de Strhaler (1961).
O padrão de drenagem lagunado associa-se a exudações do lençol freático. Ocorre em
relevos mais ou menos planos, planaltos, mesas, planícies fluvial, lagunar e marinha.
Com abundância de chuva, ao longo dos canais e mesmo fora destes, formam-se
lagunas, banhados, conhecidos como olhos d’água. Assemelha-se à drenagem Cárstica,
difere desta por apresentar abundante drenagem superficial, figura 23.
Fig. 23 – Padrão de drenagem lagunado em planaltos sedimentares, vulcânicos e
planícies fluviais, lagunares e marinhas. Modificado de Soares e Fiori (1972).
A drenagem Cárstica é características onde ocorrem calcários e mármores calcíticos em
clima úmido. É fundamementalmente subterrânea. No sub solo, por dissolução da rocha
calcária, formam-se cavernas, cujo teto pode abater-se em superfície, formando
depressões chamadas dolinas, figura 24.
Fig. 21 - Drenagem Carstica desenvolvida em rochas calcárias submetidas a clima
úmido.
Classificação genética dos sistemas de drenagem
John W. Powell em 1875, em suas explorações no Rio Colorado estabeleceu, pela
primeira vez, a classificação genética dos sistemas de drenagem, onde ele relaciona os
canais com as estruturas geológicas. Esta relação é importante na interpretação
geológica e geomorfogenética de setores da superfície da Terra.
Em um plano geral distinguiu rios adaptados às estruturas geológicas (conseqüentes,
subseqüentes e obsequentes) e não adaptados (superimpostos e antescedentes).
O rio conseqüente (geralmente um canal mestre) adapta-se à declividade primária da
superfície, geralmente determinada pelo sentido do mergulho dos pacotes de rocha.
O rio subseqüente, geralmente tributários maiores, (vem depois) adapta-se à direção dos
pacotes de rochas.
Os canais obsequentes se opõem á direção do mergulho dos pacotes de rochas,
geralmente canais menores de outra bacia hidrográfica, associados a pendentes fortes,
opostas ao sentido do mergulho dos pacotes, figura 24.
Fig. 24 – O rio mestre é consequente, os tributários maiores são subsequentes e os
menores são obsequentes. Também é esboçado o relevo em Cuesta e a captura de um
canal consequente por um subsequente, à direita do bloco diagrama.
A drenagem não adaptada às estruturas das rochas aflorantes pode ser antecedente ou
superimposta.
A drenagem antecedente ocorre quando velhas superfícies de erosão em rochas do
embasamento cristalino, levemente basculadas no sentido do nível de base, são
soerguidas. A drenagem segue direcionada para o nível de base cortando as estruturas
antigas. A drenagem antecedente também é chamada de transversa, figura 25.
Fig. 25 - Drenagem antecedente ou transversa, situação ideal. O relevo alinhado
representa uma crista de linha de falha.
A drenagem superimposta tem como condição inicial ideal escoar em disposição
consequente sobre sobre uma sequência de cobertura levemente basculada em direção
ao nível de base. A posterior remoção desta cobertura por erosão, exuma rochas de
diferentes durezas com forte mergulho. O direcinamento da drenagem continua para o
nível de base, independente da disposição espacial dos pacotes sotopostos. Esta
drenagem também é denominada genéricamente como transversa, figura 26.
Fig. 26 – Esquema ideal do desenvolvimento da drenagem superimposta, também dita
transversa. Modificado de Lobeck (1939).
Capturas nos sistemas de drenagem.
O processo de captura de um sistema de drenagem por outro faz parte do
desenvolvimento dos sistemas de drenagem.
Seja pela aparente dificuldade do reconhecimento do processo, seja pela tendência do
desenvolvimento da geomorfologia no estudo de processos atuais, a identificação de
áreas de captura de drenagem desapareceu dos livros texto de geomorfologia e geologia
física modernos. Aparece esporadicamente em artigos e pesquisas com o uso do
sensoriamento remoto orbital e aéreo.
A posição de um divisor de águas permanece constante apenas na condição ideal em
que as taxas de erosão são iguais dos dois lados do divisor. Quando as duas encostas do
divisor apresentam declividades desiguais, a erosão é mais ativa no sistema de
drenagem de maior inclinação, que tem nível de base de erosão mais baixo. Nesta
condição, o divisor de águas retrocede gradualmente, consumindo a bacia hidrográfica
do sistema de drenagem com menor pendente, figura 27.
Na área capturada, onde as duas drenagens interferem, forma-se padrão de drenagem
característico denominado “barbed” aqui traduzido por arame farpado. Outra feição
característica é o cotovelo de captura, setor em que o canal capturado apresenta brusca
mudança de direção.
Fig. 27 – Á esquerda captura iminente, a linha divisor de águas migra em direção da
bacia capturada. À direita captura concretizada, indícios de captura, padrão de drenagem
arame farpado (barbed) e cotovelo de captura. Esquemático, modificado de Von Engeln
(1957).
Morfotectônica e morfoestrutura
O termo morfotectônica foi usado pela primeira vez por Kober (1928). No interior dos continentes,
refere-se a escudos antigos, blocos individuais, grandes áreas com relevo mais ou menos uniforme
separados por limites nítidos que coincidem com grandes unidades fisiográficas. As unidades
morfotectônicas têm significado tectônico e regional.
O termo morfoestrutura foi usado pela primeira vez por Gerasimov (1946). No seu sentido geral
consiste em formas resultantes da interação entre os processos exógenos e endógenos da formação
das paisagens, sendo predominante o fator endógeno, rochas e estruturas. É um termo do domíninio
da Geomorfologia Estrutural.
Geomorfologia Estrutural Aplicada –Aerofotointerpretação
Breve histórico
O uso pioneiro da fotografia aérea para fins de interpretação do terreno e ,
especificamente de alvos geológicos, data da primeira guerra mundial, na década de
vinte do século passado.
Os primeiros livros texto publicados em fotointerpretação o foram durante a segunda
guerra mundial: Aerial Photographs, Their Use and interpretation por A. J. Eardly
(1941) e Aerial Photographs And Their Aplications, por H. T. Smith (1943) . Estes dois
livros discutem os princípios básicos de fotogeologia e fotogrametria.
Lateman (1956) publicou o Manual of Photintrerpretation (1956).
Na década de 50 -60 surgiram Aerial Photographic Interpretation, Lueder (1959) e o
Manual of Photographic Interpretation publicado pela American Society of
Photogrammetry.
Na década de 60 – 70 destacam-se dois livros texto: Aerogeology (1962), por H. Van
Bandat e Photogeology (1961), por V. C. Miller.
A partir da década de 70, a Fotogeologia foi englobada pelo Sensoriamento Remoto e
publicações específicas sobre o tema desapareceram.
No Brasil, em 1965 foi publicado em 1965 Princípios De Aerofotogramentria e
Interpretação Geológica por M. Ricci e S. Petri.
À semelhança do que ocorreu nos Estados Unidos, a partir da década de setenta a
Fotogeologia foi englobada pelo Sensoriamento Remoto e publicações específicas sobre
Aerofotogeologia desapareceram.
VISÃO BINOCULAR OU ESTEREOSCÓPICA NATURAL E ARTIFICIAL
Percepção visual tridimensional natural (seres humanos, mamíferos carnívoros e
herbívoros)
Fundamentos da percepção visual tridimensional
A percepção visual tridimensional de um objeto se deve à fusão das duas imagens
planas deste, que se projetam na retina de cada olho. A parte do cérebro que recebe os
estímulos visuais das duas retinas funde estas em uma imagem tridimensional direta, o
estereomodelo. Vemos em três dimensões porque temos dois olhos. O esquema abaixo,
figura 1 ilustra esquematicamente o processo visual natural.
Fig. 1 – Na visão binocular, os eixos óticos convergem para o objeto, no caso, o lápis,
projetam-se na retina duas imagens planas do objeto, o cérebro recebe estas imagens,
processa-as e cria a imagem virtual tridimensonsal do objeto. Objetos como a vela, não
situados no plano de convergência são visualizadas como duplas, não fundidas.
Campo de visão binocular humano De acordo com a distância e posição dos olhos no rosto humano, o campo no espaço
susceptível de visão binocular, isto é, percebido pelos dois olhos simultaneamente,
tomando o nariz como vértice, é de 1200 , em um campo total de 180
0. A visão
periférica monocular abrange um campo no espaço de 400
, para cada olho, figura 2.
Fig. 2. – Campo de visão tridimensional humana, abrange 1200 no espaço. À esquerda
observação oblíqua para o lado direito e visão periférica monocular à esquerda (800).
No centro visão ortogonal , visão monocular periférica de 400 para cada um dos olhos.
À direita, esquema colorido , mostra a divisão dos campos em cores.
ESTEREOSCOPIA ARTIFICIAL : MÉTODOS DE PRODUZIR O
ESTEREOMODELO ARTIFICIALMENTE
Paralaxe Estereoscópica
Quando objetos situados a diferentes distâncias são observados alternadamente com
cada um dos olhos ocorre a impressão de que os objetos modificam as suas posições
recíprocas (mudança aparente). Quanto mais próximos dos olhos, maior é o
deslocamento aparente dos objetos O conceito de paralaxe estereoscópica é o
fundamento de todas as medidas de altitude realizadas através de imagens aéreas ou
orbitais, bem como o fundamento mais importante que auxilia a análise e interpretação
de imagens aéreas ou orbitais susceptíveis de produzir um modelo tridimensional.
Definição: Paralaxe estereoscópica: Deslocamento aparente de objetos pela mudança
do ponto de observação.
O fenômeno aparente descrito e definido acima, deve-se a que as imagens dos objetos
projetadas em cada olho são ligeiramente diferentes. Esta diferença é produzida por um
movimento aparente em que há mudança do ponto de observação.
Por exemplo, o lápis e a vela da figura 1, colocados em linha reta em nossa frente à
distância 0,5 e 1m repectivamente. Para o olho esquerdo, o lápis situa-se à direita da
vela, e para o direito, à sua esquerda, de modo que, ao se observar este conjunto,
abrindo e fechando alternativamente cada olho, nos parece que o lápis se desloca
bruscamente de um lado para outro da vela.
Visão Estereoscópica Artificial: Desenvolvimento.
A realidade prática da sensação visual tridimensional, pela observação de um objeto
com vistas ligeiramente diferentes produzidas pela paralaxe, pode ser comprovada,
observando-se as duas vistas da figura 3, com o auxilio de um cartão de 15 x 15cm
colocado verticalmente, de modo que cada olho perceba estas vistas separadamente.. O
cérebro funde estas duas vistas e projeta o estereomodeo virtual tridimensional, figura 8.
Fig. 3 - Visão tridimensional do cubo obtida pela separação das imagens, provocadas
pela disparidade retiniana de cada vista. Testar.
A percepção tridimensional é diretamente proporcional à paralaxe estereoscópica, se
aumenta, ocorre exagero vertical do relevo em relação às dimensões reais do
estereomodelo, o que é uma vantagem para estudos do terreno.
Em 1880 Wheatstone concebeu equipamento (estereoscópio) que aumenta
artificialmente a paralaxe pelo aumento da base dos olhos produzindo exagero vertical
do relevo e, ao mesmo tempo, permite a observação simultânea e separadas das imagens
produzidas pela disparidade retiniana, figura 3.
Figura 4– Esquema do caminho das imagens da disparidade retiniana em estereoscópio
de espelhos ou de reflexão e estereoscópio de lentes ou de refração. Observar o aumento
da distância ( a), em relação a distância interpupilar humana, base dos olhos, que é em
média 6,5cm. O esteroscópio de espelhos passa esta para 24 cm e o de lentes, para
aproximadamente 14 cm. Os dois tipos de estereoscópios são ilustrados na figura 5
Fig.5 – Estereoscópios para a observação tridimensional do terreno através de imagens
fotográficas aéreas deste.
Na primeira guerra mundial, em 1919, o recurso da estereoscopia e observação de
fotografias aéreas por estereoscópios, foi introduzido na estratégia de localizar alvos a
atingir, no terreno do inimigo. Esta é a raiz da tecnologia da aerofotogrametria, uma
revolução destinada a produzir mapas e cartas topográficas de grande precisão bem
como da área da aerfotointerpretação, que desenvolve maneiras cada vez mais
sofisticadas de reconhecer alvos do terreno através de suas imagens na fotografia aérea
ou orbital, bem como, em outros inúmeros tipos de imagens captadas em plataformas
satélites artificiais que orbitam em torno da Terra, na época contemporânea.
Da aerofotointerpretação em geral ,se desenvolveram ramos de estudos especializados:
Aerofotogeologia (geólogos e Engenheiros de Minas), Aerofotointerpretação de Solos
(Agrônomos), Aerofotointerpretação de de vegetação (Biólogos, Engenheiros
florestais), Aerofotogeografia (Geógrafos), Aerofotointerpretação Aplicada
(Engenheiros, civis, ambientais, arquitetos, além dos profissionais citados acima).
A partir da década de setenta do século XX, a observação do estereomodelo foi levada
para o meio digital, o que democratizou o uso das imagens estereoscópicas para
diversos fins aplicados, pois hoje a aquisição de um computador é bastante acessível.
Além disto, as fotografias aéreas e outras imagens em papel fotográfico, eram restritas,
caras e geralmente inacessíveis aos profissionais em geral.Com o advento da rede
mundial de computadores, cada vez mais as imagens digitais estão sendo
disponibilizadas aos usuários e os métodos de observação tridimensional digital são
cada vez mais aperfeiçoados.
Estereopar, Estereograma, Estereomodelo.
Para o uso racional das imagens aéreas estereoscópicas são necessários conceitos
básicos (estereopar, estereograma, estereomodelo).
Esteropar são duas fotografias contíguas de uma linha de vôo, com recobrimento
comum , com as quais, é possível a observação estereoscópica.
Estereograma, é o estereopar conveniente montado e orientado para a observação do
estereomodelo, por qualquer método artificial de produção do estereomodelo,
estereoscópios, figura 6.
Figura 6 –Estereopar conveniente montado e orientado para a observação do
estereomodelo, através de um estereoscópio de espelhos. O recobrimento é a área com
visão binocular tridimensional, abrange 60% da área total de cada foto.
Estereomodelo – Sensação virtual de relevo tridimensional produzido pela observação
de um estereograma, em qualquer meio que produza este estereomodelo, figura
12.Estereoscopia no meio digital: Método dos anaglifos, figura 7.
Fig. 7 – Estereograma no meio digital, produzido pelo método dos anaglifos, “colorido”
.Imagem esquerda, em ciano, imagem direita em magenta, estereomodelo preto e
branco. O olho esquerdo com filtro vermelho não “vê” a imagem magenta que se
confunde com o vermelho, enquanto a imagem esquerda ciano,absorvida pelo filtro,
aparece como preta para o olho esquerdo. Vice versa para o olho direito. As imagens
pretas em cada olho se fundem no cérebro e produzem a sensação do estereomodelo em
preto e branco. Testar a explicação tapando alteradamente o filtro dos óculos fornecidos.
A figura 8 apresenta o método dos anaglifos esquematicamente ilustrado com o sistema
analógico: Dois projetores para projetar os slides das duas imagens em uma tela. As
duas imagens convergem para a tela , onde se forma o estereomodelo.
Fig. 8 – Ilustração esquemática do estereomodelo por anaglifos no modo analógico.
Elementos: Duas fotos com disparidade retiniana, em “slides” uma magenta e outra
ciano, dois projetores de “slides”, óculos com filtros, tela de projeçã
Anaglifos no computador.
A figura 9 ilustra esquematicamente a visualização tridimensional no modo digital. por
anaglifos em uma tela de computador.
Figura 9- O ollho esquerdo vê a imagem da maçã em preto que se projeta na retina. A
imagem da maçã verde, se confunde com o azul do filtro e não é sensoreada para o
cérebro. Vice versa para o olho direito. A imagem do estereomodelo é em preto e
branco, com variações de níveis de cinza.
AS FOTOGRAFIAS AÉRAS ESTEREOSCÓPICAS E SUA OBTENÇÃO
Câmaras aerofotogramétricas
As câmaras aerofotogramétricas são semelhantes às câmaras comuns, mas apresentam
algumas particularidades de adaptação aos fins a que se destinam. Possuem maior
capacidade de armazenamento de filme, o formato das fotos é maior, o funcionamento é
automático e possui mecanismos para simplificar as operações e obter resultados de alta
precisão.
A câmara aerofotogramétrica apresenta três partes principais, figura 10.
Fig. 10 – Esquema de uma câmara aerofotogramétrica.
1) Cone porta objetiva (A), onde é montado o obturador, o diafragma e um
sistema de lentes, com um mínimo de aberrações óticas. As lentes possuem
elevado poder de resolução e grande luminosidade.
2) Corpo da câmara (B), fica entre o cone porta objetiva na frente, e o chassi
atrás, onde é colocado o filme. Possui dispositivos para regular o tempo de
exposição regulado pelo disparo do obturador, onde o filme é enrolado e
distendido no plano de exposição.
3) Chassi (C) onde fica o filme enrolado em uma bobina que se desenrola e passa
no plano de exposição, para se enrolar após, em uma segunda bobina. A
capacidade do filme é para centenas de exposições.
4) Outros dispositivos: (D), mecanismo de suspensão, onde a câmara é montada
no avião. Este mecanismo elimina as vibrações do avião, apresenta um nível de
bolha para controlar a verticalidade do eixo ótico. O intervalômetro, ou
regulador de recobrimento (E) controla a obtenção de fotografias a um intervalo
de tempo determinado. É dotado de um visor, onde pode ser observada a área de
cobertura da fotografia e estabelecer o intervalo de tempo correto entre as
exposições sucessivas, bem como orientar a câmara em relação à linha de vôo.
Possui também um altímetro para registrar as variações de altura de vôo entre
as diferentes posições de tomadas de fotografias. Dispõe também de filtro para
absorver as radiações azuis do céu.
A figura 11 representa um corte transversal esquemático de uma câmara e seus
principais elementos.
Fig. 11 – Esquema dos principais elementos de uma câmara aérea.
O formato dos negativos é grande 23 x 23 cm, a distância focal é fixa pois o terreno
está a grande distância que pode ser considerada infinita. O ângulo de campo da
objetiva é o vértice no centro ótico da objetiva, cuja abertura depende das dimensões da
fotografia e da distância focal da câmara. Pode ser calculado por: tg v/2 = d/2f, onde,
v= ângulo de campo, f = distância focal, d = diagonal da fotografia.
Lentes de grande ângulo, maiores do que 1000, lentes normais, entre 75
0 e 100
0.
As distâncias focais variam de 100mm a 300mm, sendo as mais comuns 153mm.
Como o formato da fotografia constante, lentes com distância focal pequena apresentam
ângulos de campo maiores e escalas menores, com maior cobertura do terreno.
A fotografia aérea é uma cópia de contato do filme negativo, figura 12.
Fig. 12 – Relações de um alvo do terreno com suas imagens nos planos do negativo e do
positivo.
Na figura, O é a objetiva chamada centro ótico da lente. A, B, C, são pontos do terreno
e seus pontos imagens no negativo são a´, b´, c´, imagem inversa do terreno.
A fotografia positiva é obtida por cópia de contato com o negativo, e é simétrica ao
negativo, portanto os pontos imagens a, b, c, correspondem à posiçõee A, B, C, no
terreno.
A seguir, as relações geométricas que se fará serão referidas apenas em relação ao
plano do positivo.
Centro de uma foto
O centro ou ponto principal de uma foto é o ponto de intersecção do eixo ótico da
câmara com o plano da foto, A marcação do centro das fotos é feita através das marcas
fiduciais que são quatro marcas, colocadas no centro de cada um dos quatro lados ou
dos quatro ângulos figura 5. Unem-se pares opostos e no seu cruzamento marca-se o
centro geométrico da foto.
As marcas fiduciais são registradas automaticamente na tomada da foto.. O traçado é
feito em uma transparência para não danificar a foto, figura 13.
Fig.13 – Marcação do centro geométrico da foto pelas marcas fiduciais.
FOTOS VERTICAIS
Distância focal, altura relativa de vôo e escala fotográfica
Consideremos uma fotografia aérea vertical tirada com câmara de distância focal f e
altura de vôo H, nas seguintes condições ideais:
Eixo ótico da câmara perfeitamente vertical
Terreno plano e horizontal.
A projeção do terreno no plano imagem é uma projeção cônica, com o centro de
projeção na lente da camara aerofotogramétrica
A relação dos triângulos Oab e OAB dá: ab/AB = f/H.
ab/AB , relação de um comprimento na foto com o seu respectivo correspondente no
terreno é a escala da foto S. S = ab/AB = f/H, figura 14.
Fig. 14 – Escala de uma fotografia aérea vertical.
Os valores f e H devem ser expressos na mesma unidade. Uma foto com f = 153mm e
H = 3825m > 3825000mm será 153/3825000 = 1/25000
O aumento da altura de vôo diminui a escala da foto, mantendo-se o mesmo valor de f.
O aumento da distância focal aumenta a escala da foto, mantendo a mesma altura de
vôo. Quanto maior a escala das fotos, maior é o número de fotos tiradas em um plano de
vôo.
A distância focal da câmara é constante, mas a altura de vôo é aproximada, devido à
imprecisão do altímetro de bordo e às diferentes elevações do terreno e representa um
valor médio.
Vôos fotográficos
Ao se fotografar uma área do terreno deve-se escolher a escala das fotográfica e em
função desta a distância focal da câmara, filme, filtros, etc.
No plano de vôo se estabelece a linha de vôo, em geral NS ou EW. As linhas de vôo são
paralelas entre si e igualmente espaçadas. Uma sequência de fotos de uma mesma linha
de vôo é chamada faixa de fotos.
Fotos contíguas de uma mesma faixa devem ter em comum uma área correspondente a
60% do total das fotos, denominado recobrimento longitudinal. Este recobrimento
permite a observação estereoscópica (em três dimensões ) da área comum às duas fotos.
Vamos supor que:
O terreno seja plano e horizontal.
As fotos sejam perfeitamente verticais.
A cota de vôo se mantenha constante em todo o vôo
A figura 14 mostra as relações geométricas entre duas fotos consecutivas de uma
mesma faixa.
Fig. 14 – Relações entre duas fotos com recobrimento longitudinal, área de cada foto,
onde é possível observar o estereomodelo do terreno. Corresponde a 60% da área de
cada foto. Nesta situação é como se o observador tivesse uma gigantesca distância
interpupilar, mais de um Km (olhos de gigante).
B é a distância no terreno entre duas tomadas sucessivas de fotografias em uma linha de
vôo, é denominada aerobase, b (fotobase), é a imagem da aerobase na foto e
corresponde à distância entre o centro da foto e a imagem do centro da foto sucessiva
(centro transferido), que aparece em cada foto devido ao recobrimeento de 60%.
Pode-se também chegar à escala da foto pela relação S = b/B.
Uma segunda condição do vôo é o recobrimento entre duas faixas de vôo contíguas,
denominado recobrimento lateral , em torno de 30% que não pode ser mantido constante
pois o avião sofre a ação de ventos e desvia um pouco a linha de vôo programada, figura
15.
Fig. 15 – Relação de duas fotos com o recobrimento lateral.
A figura 16 ilustra as várias linhas de vôo seguidas pelo avião na cobertura planejada de
uma área.
Fig. 16 – Esquema de um vôo aerofotogramétrico.
Nem sempre o piloto consegue manter a linha de vôo perfeita devido à ação de ventos.
Há uma tentativa de compensar esta ação reorientando o avião, figura17.
Fig. 10 – Reorientando o avião para compensar a ação do vento.
Mapa índice e foto índice.
Em um projeto onde se trabalha com grande número de fotografias, é necessário ter uma
visão geral das fotografias.
Para isto monta-se as faixas em suas respectivas posições e fotografa-se o conjunto em
uma posição em que sejam legíveis os números das fotografias, produzindo-se um foto
índice.
Outra maneira, é representar as fotos por quadrados , respeitando os recobrimentos e
numerando-as produzindo-se um “mapa” índice das fotos do projeto, figura18.
Fig. 18 – Mapa Índice de uma área fotografada.
GEOMORFOLOGIA ESTRUTURAL DO RIO GRANDE DO SUL: ANATOMIA
DA PAISAGEM GAÚCHA
Unidades Morfotectônicas e Morfoestruturais
O termo morfotectônica foi usado pela primeira vez por Kober (1928). No interior dos continentes,
refere-se a escudos antigos, blocos individuais, grandes áreas com relevo mais ou menos uniforme,
separados por limites nítidos que coincidem com grandes unidades fisiográficas. As unidades
morfotectônicas têm significado tectônico e regional.
No rio Grande do Sul, Rambo (1942) efetuou a compartimentação do Estado em quatro grandes
unidades fisiográficas, dentro dos conceitos atuais, chamadas unidades morfotectônicas: 1. Planície
Costeira, 2. Depressão Periférica, 3. Planalto, 4. Escudo, figura 1.
Fig. 1 - As quatro unidades morfotectônicas concebidas por Rambo (1942). Litoral, Depressão
Central, Planalto, Escudo.
O termo morfoestrutura foi usado pela primeira vez por Gerasimov (1946). No seu sentido geral,
consiste em formas resultantes da interação entre os processos exógenos e endógenos na formação
das paisagens, onde predomina o fator endógeno, representado por rochas e estruturas. É um termo
atinente à Geomorfologia Estrutural.
Para efeito da localização das unidades geomorfológicas aqui descritas apresenta-se uma
classificação morfoestrutural das paisagens do Rio Grande do Sul adequada aos dados litológicos e
estruturais do Mapa Geológico CPRM, ( ), quadro I e figura 2.
Quadro I – Unidades morfoestruturais do Rio Grande do Sul.
Fig. 2 – Localização das Unidades Morfoestruturais do Rio grande do sul discriminadas no quadro
I.
Um fato estrutural geral importante na delimitação de unidades geomorfológicas é expresso no
enunciado a seguir: Quebras de relevo indicam mudança do substrato geológico, mais duro,
mais resistente, forma ressalto topográfico, mais mole , friável, menos resistente, causa
rebaixamento topográfico, figura 1.
As quebras de relevo são o principal guia em que se baseiam os geólogos para mapear rochas. Para
isto, junto com o trabalho de campo, usam imagens aéreas e orbitais para traçar os contatos entre
litologias diferentes, onde as quebras de relevo são realçadas em imagens estereoscópicas com o
exagero da escala vertical do estereomodelo.
Fig. 1 – Relações simples entre formas do relevo e resistência das rochas, modificado de
Cotton (1962).
Quebras de relevo entre unidades geomorfológicas do Rio Grande do Sul, na
Unidade Morfotectônica Escudo Unidade Morfoestrutural Bloco São Gabriel,
Unidades Geomorfológicas da Bacia do Camaquã.
. Localização: Lat = 300 34’ 29”, Long. = 53
0 35’ 51”, elev. = 335m.
Unidade geomorfológica a muito resistente, unidades b, e, i , não resistentes, h, f, j
medianamente resistentes, c, d, , resistentes.
Rochas e macroformas da paisagem
Rochas vulcânicas
As rochas ígneas se originam a partir do resfriamento de uma massa
fundida de alta temperatura, o magma. Se o resfriamento do magma ocorre
em superfície formam-se as rochas extrusivas ou vulcânicas. As
macroformas da paisagem associadas a rochas vulcânicas, são cones
chaminés (necks),caldeiras, planícies e planaltos vulcânicos, diques e
sils ou soleiras.A rocha vulcânica mais comum é o basalto.
Rochas vulcânicas ácidas, riolitos, riodacitos (Ri) são muito resistentes ao
intemperismo e erosão, formam planaltos com tonalidade cinza claro, sem, ou com
pouco uso do solo, vertentes retilíneas, apresentam canyons de bordo (C), associados a
fraturas.
Unidade Morfotectônica Escudo Unidade Morfoestrutural Bloco São Gabriel, Unidade
Geomorfológica Planalto Riolítico. Localização: Lat = 300
38’ 18”, Long = 530 57’
29”, Alt = 409m.
Rochas ígneas vulcânicas básicas, basalto, planalto dissecado (A) menos dissecado, (B)
mais dissecado.
Unidade Morfotectônica Planalto, Unidade Morfoestrutural Planalto Médio, Unidade
Geomorfológica Planalto basáltico. A e B, dois níveis de composição e ou estrutura
diferentes
Rochas vulcânicas intermediárias, medianamente resistentes ao intemperismo e erosão,
andesito, paisagem em Cuesta (Arv), tom cinza escuro, mata parque disseminada.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco Santana, Unidade
geomorfológica Cuesta Andesito Rodeio Velho. Localização: Lat. = 310 06’ 52”,
Long = 530
28’ 50”, Alt = 224m.
Rochas sub vulcânicas, diques (Di), corpos discordantes, forma linear, crista isoclinal,
vale alinhado, alinhamento tonal, conforme a resistência das encaixantes. Diques
básicos, tom cinza escuro, diques ácidos tom cinza claro.
Dique de diabásio, Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco
Santana, Unidade Geomorfológica Crista Isoclinal, Dique de Diabásio Rondina,
Localização: Lat. = 310 03’ 53”, Long. = 53
0 17’03”, alt. = 268mRochas sub vulcânicas,
Sils ou soleiras (S), corpos concordantes, forma tabular, mesa, a borda da soleira
apresenta faixa de mata densa, com muitas fontes, exudações freáticas em contato com a
encaixante inferior.
Sill de Diabásio (S), Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco
São Gabriel, Unidade Geomorfológica Mesa Intrusão Concordante Sill de Diabásio
Palmas. Localização:Lat = 310, 09’ 35”, Long = 53
0 44’11”, alt = 369m.
Rochas ígneas Plutônicas
Quando o resfriamento se dá no interior da crosta formam-se rochas intrusivas ou
plutônicas. A rocha ígnea plutônica mais comum é o granito. As rochas ígneas
plutônicas ocorrem em amplas áreas sob a forma de grandes corpos, com mais de
100km2 de área, chamados batólitos. Desenvolvem macroformas da paisagem maciças
ou cupuliformes. Éstas cúpulas podem ter o seu topo aplainado, e formam então
verdadeiros planaltos erosivos. Algumas rochas ígneas menos comuns do que o granito
(gabro, sienito, diorito), ocorrem em corpos menores, lacólitos, se concordantes ou
“stocks”, se discordantes.
Rochas ígneas plutônicas, batólitos granito(Gr) – granodioríticos (Gd).
Batólitos, corpos discordantes com mais de 100 km2
de área, relevo maciço
cupuliforme, ou em planalto erosivo, com ou sem coberturas lateríticas, bauxiticas ou
silcretes (Si)
Batólito granito(Gr)- granodiorítico (Gd), Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade
Morfoestrutural Bloco São Gabriel, Unidade Geomorfológica Planalto Erosivo
Lavras. Enc. – encaixantes, Si. – silcrete. Localização: Lat = 300 46’ 47”, Long = 54
0
03’ 18”, Alt = 425m.
Rochas ígneas plutônicas, Stocks sieníticos (Sien), corpos de rocha discordantes com
menos de 100 km2 de área. Relevo maciço cupuliforme desenvolvimento de mata
parque natural, devido à fertilidade do solo residual desenvolvido na rocha matriz
sienítica. (Enc) é a encaixante
Metade de “stock” sienítico, Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural
Bloco Santana, Unidade Geomorfológica Relevo Maciço Cupuliforme Sienito
Piquiri. Localização:Lat. = 30020’ 39”, Long. = 52
0 45’ 53”, Alt. = 225m
Rochas Sedimentares
As rochas sedimentares geralmente ocorrem em camadas. As rochas
detríticas se originam de depósitos cujo meio de transporte são a água
líquida, o gelo e o ar. Elas são formadas por partículas de minerais
individuais ou de rochas: blocos, cascalho, seixos, areia, silte e argila.
Carregados pelos rios, ventos, geleiras estas partículas são depositadas em
determinados sítios e originam sedimentos. Após processos de
compactação e cimentação, denominados no conjunto diagênese , os
sedimentos transformam-se em rochas sedimentares detríticas,
conglomerados, arenitos estes genericamente denominados ruditos,
siltitos, argilitos estas denominadas genericamente pelitos . As
macroformas da paisagem associadas a arenitos e conglomerados quando
não modificadas por tectonismo consistem em feições tabulares simples,
mais ou menos salientes de acordo com o grau de cimentação da rocha,
mesas e planaltos, rochas cimentadas; planícies aluviais, coluviais,
lagunares e costeiras, sedimentos. Os pelitos (siltitos e argilitos)
sustentam macroformas maciças de textura fina.
Rochas sedimentares, ruditos (arenitos (Ar) e conglomerados), quando não modificados
por tectonismo formam planaltos, mesas.
Mesa em arenito (Ar) da Bacia do Paraná, Grupo Guatá, Limite entre as unidades
morfotectônicas Escudo e Depressão Periférica, Unidade Geomorfológica Mesas da
Borda do Escudo. Localização: Lat = 310 13’ 21”, Long = 54
0 17’ 28”, Alt. = 267m.
Rochas sedimentares, Pelitos (argilitos e siltitos), sustentam relevo maciço suave de
textura muito fina, tonalidade cinza escuro, argilito (Ag1) e (Ag2), maciço suave de
textura fina , tonalidade cinza claro, siltito (Si).
Unidade Morfotectônica Depressão Periférica, Unidade Morfoestrutural Depressão do
rio Ibicui, Unidade Geomorfológica Relevo Maciço em Pelitos. Localização: Lat. =
300
54’ 04”, Long. = 540 53’ 04”, Alt = 142m.
Sedimentos, Colúvio, formam planícies coluviais (Pco) em rios que escavam seus vales
em rocha, na base da escarpa da Unidade Morfotectônica Planalto.
Unidade Morfotectônica Planície Costeira, Unidade Morfoestrutural Leques Aluviais,
Unidade Geomorfológica Planície Coluvial. Localização: Lat = 290 29’ 06”, Long. =
500 06’ 40, Alt. = 40m.
Planície e terraço aluvial: (Pi.) Planície de inundação, leito de inundação; (T) Terraço
aluvial; (Bp) Barra de pontal; (C) canal, leito de seca; (Rp) Rocha piso.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco Santana, Unidade
Geomorfológica Planície e Terraço Aluvial no Rio Camaquã. Localização: Lat. =
300
59’ 41”, Long. = 530 07’ 29”, Alt. = 100m
Rochas metamórficas
As rochas metamórficas são construídas a partir da transformação de
rochas ígneas e sedimentares pré existentes por ação principalmente da
pressão orientada e da temperatura, quando da formação das cadeias de
montanhas (Andes, Himalaias, etc). Apresentam textura cristalina com os
minerais orientados e estirados em resposta a pressões orientadas que
ocorrem no interior da crosta, nos sítios de formação dos cinturões
montanhosos, nas margens ativas das placas. As rochas metamórficas mais
comuns são os xistos, ardósias filitos gnaisses, migmatitos e mármores.
Uma das características das formas das paisagens modeladas em rochas
metamórficas é a orientação das formas especialmente evidentes nos
quartzitos, figura 6.
Nos gnaisses é esculpido relevo maciço de textura média, semelhante
aos modelados em granitos, porém mais suave e orientado. O relevo
característico de quartzitos é o de cristas isoclinais e na sequência
metamórfica é o mais saliente. Nas ardósias se desenvolve relevo maciço
suave, semelhante ao desenvolvido em pelitos, porém de maior amplitude.
Nos filitos e chistos o relevo é maciço de textura fina e nos mármores
calcíticos se desenvolve relevo Cárstico nos climas úmidos. Em climas
áridos as formas são semelhantes às desenvolvidas nos arenitos.
Os quartzitos (Qz) são as rochas com maior resistência à ação do intemperismo e
erosão, apresentam tonalidade cinza claro, escassa mata galeria relevo em crista
isoclinal e hogbacks. Os xistos (Xi) (ardósias, filitos, xistos) apresentam tonalidade
cinza escuro, abundante mata galeria, relevo maciço de textura fina. Os gnaisses (Gn),
apresentam tonalidade cinza médio, discreta mata galeria, relevo maciço de textura
média a grossa.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco São Gabriel,
Unidades Geomorfológicas Crista Isoclinais em Quartzitos, Relevos Maciços de
Textura Fina em Xistos e de Textura Média em Gnaisse
Discordâncias
As discordâncias são feições estruturais, de origem erosiva ou deposicional, geralmente
associadas a processos tectônicos.
Uma discordância é uma superfície de erosão e, ou não deposição, que separa rochas de
idades muito diferentes.
Rochas de diversos tipos podem se associar a uma superfície de discordância,
sedimentares, vulcânicas, e plutônicas (ígneas e metamórficas).
As formas da paisagem associadas à discordâncias são muito variadas. A amplitude
relativa do relevo também é variável, desde áreas planas, levemente onduladas, até altas
cadeias de montanhas. Uma discordância angular separa camadas ou pacotes de rocha
com diferentes atitudes. Uma não conformidade é uma superfície de erosão que separa
rochas de idades diferentes, com mesma disposição espacial (atitude).
Relevo maciço levemente orientado, alinhamentos de vegetação segundo nordeste,
atitude sub vertical, Gnaisse (Gn), recoberto em discordância angular por mesas em
arenito (Ar), riolito (Ri) e andesito (And). (Di) são diques que cortam o andesito e o
gnaisse. As relações entre arenito, riolito e andesito são de não conformidade. O bloco
diagrama ilustra situação ideal dos tipos de discordâncias, modificado de Bandat (1962).
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco São Gabriel, unidades
geomorfológicas, Planaltos Sedimentar, Riolítico Andesítico, Cristas em Diques,
Relevo Maciço em Gnaisse: Expressão Geomorfológica de Discordâncias.
Localização: Lat. = 300 03’ 54”, Long = 53
0 15’ 48”, Alt = 409m.
Estruturas dobradas
Rochas em estruturas dobradas (anticlinais, sinclinais, domos e
bacias) são compostas por uma combinação das formas. Pode-se
identificar, pela paisagem associada, a dobras: Os flancos da dobra
(hogbacks, cuestas), o núcleo (mesas) , a charneira da dobra e a orientação
do seu mergulho, pela disposição de escarpas em arco.
Esquema de paisagem associada a estruturas dobradas. Modificado de Raisz (1956).
Estruturas dobradas em sequências sedimentares ou vulcano –sedimentares.
Quando a atitude dos pacotes não é nítida o reconhecimento da estrutura é feito pelo
mapeamento e distribuição dos dipslopes.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco São Gabriel, Unidade
Geomorfológica Relevo Dobrado, Braquisinclinal do Angico. Localização: Lat. =
300 28’ 11”, Long. = 53
0 21’ 11”, Alt. = 91m. Bloco diagrama, modificado de Bandat
(1962).
Estrutura dobrada em rochas metamórficas. Dobra antiforme, linha de charneira com
inclinação para sudoeste, 2 quartzito, 3 gnaisse 4 xisto, 1 e 5 ruditos.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco Santana, Unidade
Geomorfológica Relevo Dobrado, Antiforme Santana. Localização: Lat. = 300 57’
25” , Long. = 530
12’ 56”, Alt = 285m.
Estruturas Falhadas
Nas rochas onde predominam falhas e fraturas, estas estruturas
influem nos processos de intemperismo e erosão diferencial. Quando a
falha coloca em contato rochas de durezas diferentes, na rocha dura forma-
se uma escarpa dita de linha de falha, pois os desnivelamentos associadas à
falha são erosivos. No bloco topograficamente rebaixado forma-se um
vale, dito vale de linha de falha.
Escarpa de falha expressa o rejeito da falha. Escarpa de linha de falha é
uma escarpa causada por erosão diferencial de rochas de composição
diferente de cada lado da falha. A grande maioria de escarpas associadas à
falhas são escarpas de linha de falha.
Blocos delimitados por linhas de falha: No centro, bloco baixo, nas bordas, blocos altos,
a sudeste e noroeste. A presença junto à linha de falha que separa o bloco central do
bloco sudoeste, de dobras de arrasto (Da), indica movimento trancorrente sinistral. As
unidades g, h embasamento metamórfico, f fluxo andesítico no bloco sudoeste, em
contato por linha de falha com as unidades sedimentares c , i do bloco central, mais
novas sugerem componente vertical no movimento, bloco central baixo (D), bloco
sudeste alto (S). Pequena falha transversa Ft, transcorrente sinistral desloca a linha de
falha. Elf, escarpa de linha de falha, Vlf, vale de linha de falha. O bloco noroeste alto
(S), fluxos riolíticos, é separado do bloco central (D) baixo por uma escarpa de linha de
falha.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco São
Gabriel, Unidade Geomorfológica Relevo em Blocos Falhados.
Localização: Lat. = 300 39’ 52”, Long. = 53
0 38’ 01”, Alt. = 331m.
Paisagem em Estrutura Falhada: Cristas isoclinais de falha (Ci), associadas a zonas de
cizalhamento, (Elf) escarpa de linha de falha, (Di) diques, (Rsi) rio transverso às linhas
de falha, superimposto.
Unidade Morfotectônica Escudo, Unidade Morfoestrutural Bloco Pelotas, Unidade
Geomorfológica Cristas Isoclinais de Linha de Falha, Cerro dos Burros.
Localização:Lat. = 300 24’ 24”, Long = 52
0 06’ 38”, Alt = 304m.
TEXTURAS E PADRÕES DE DRENAGEM DO RIO GRANDE DO SUL
Texturas dos sistemas de drenagem
As rochas e estruturas influem na disposição das redes de drenagem, no que se refere à
textura e ao padrão de drenagem.
A textura da drenagem é a quantidade de canais por unidade de área. Indica a
permeabilidade da rocha do substrato. Permeabilidade é a capacidade do material de dar
livre circulação à água que penetra no substrato, formando águas subterrâneas. Os arenitos
são rochas permeáveis, pois a água circula entre os grãos, os argilitos são rochas
impermeáveis, uma vez que as suas partículas finas retém a água por tensão superficial.
Do ponto de vista da textura, a drenagem costuma ser classificada em grossa, rochas
permeáveis, média rochas medianamente permeáveis e fina rochas impermeáveis.
Rocha sedimentar, arenito com textura de drenagem grossa (Gr), rocha metamórfica xisto
com textura de drenagem fina fina (Fi), rocha sedimentar siltito e rocha ígnea granito, com
textura de drenagem média (Md).
Unidade morfoestrutural Bloco Santana, unidades geomorfológicas, relevos maciços em
xisto , granito e Cuesta em arenito. Localização: Lat. = 300 58’ 19”, Long. = 53 03’ 00”.
PADRÕES DE DRENAGEM DO RIO GRANDE DO SUL
O padrão de drenagem refere-se ao desenho ou disposição espacial geral dos canais. Os
padrões, além de se associarem à composição da rocha, são controlados pelas estruturas
desta.Os principais padrões de drenagem são: dendritico, , paralelo, angular, retangular
treliça, pinado, radial, anelar, lagunado e cárstico.
Padrão de drenagem dendrítico
O padrão dendritico ou arborescente ocorre em materiais homogêneos que não apresentam
estruturas de rocha controladoras da drenagem. Este padrão é comum em argilitos e siltitos
em posição horizontal. Predominam canais sinuosos, multidirecionais e junções com ângulos
variados. Pode ocorrer também em rochas ígneas plutônicas homogêneas com poucas
fraturas.
Ag1 e Ag2, argilitos, Si siltito.
Unidade morfoestrutural Depressão do rio Ibicuí, unidade geomorfológica relevos
maciços suavizados. Localização: Lat. = 300 56’ 49”, Long = 54
0 53’ 31” Alt = 141m.
Padrão de drenagem paralelo
O padrão paralelo ocorre em pacotes de rocha com leve
basculamento, arenitos, rochas vulcânicas. Os canais são paralelos, podem
ser retos ou sinuosos, os ângulos de junção são agudos e apontam para o
sentido do mergulho dos pacotes. Associa-se a relevo em Cuesta. Quando
os pacotes são sub horizontais, os canais tornam-se muito sinuosos, o
padrão é dito sub paralelo.
No estereomodelo, (Ar) arenito, (Par) padrão de drenagem paralelo.
Unidade morfoestrutural Depressão do Rio Jacuí, unidades geomorfológicas cuesta em
arenito e relevo maciço em granito. Localização: Lat. = 300 10’ 05” Long. = 53
0 38’ 35”,
Alt. 105m.
Padrão de drenagem angular
O padrão de drenagem angular associa-se com rochas fraturadas e falhadas em múltiplas
direções, principalmente do embasamento cristalino pré Cambriano. Predominam canais
retos multidirecionais, formando ângulos de junção variados. Nas terminações assumem
formas convexas com forma de garra, “pincer”. Associa-se a relevos maciços de textura
média a grossa. (Gr) granito, (Ang) padrão de drenagem angular, (Pi) pincer.
Unidade morfoestrutural Bloco São Gabriel, unidade geomorfológica relevo maciço em
granito. Localização: Lat. = 300 10’ 05” Long. = 53
0 38’ 35”, Alt = 103 m.
Padrão de drenagem retangular.
O padrão de drenagem retangular (Re) associa-se com rochas fraturadas, principalmente
em duas direções. Os canais são retos, bidirecionais, com junções em ângulos de 900.
É
comum a sua associação com relevo ruiniforme, relevo residual muito erodido, onde a
erosão é favorecida pelas fraturas.
Unidade morfoestrutural Bloco São Gabriel, unidade geomorfológica, relevo ruiniforme
em arenitos e conglomerados. Localização: Lat = 300 33’ 04”, Long. = 53
0 34’ 10”. Alt =
248m.
Padrão de drenagem treliça
O padrão de drenagem treliça (Tre) ocorre em flancos de dobras associados a hogbacks ,
principalmente em rochas metamórficas, xistos (Xi), quartzitos (Q) e gnaisses (Gn).Os
canais maiores adaptam-se à direção dos pacotes e os menores entram nestes com
junções de 900, fluem segundo o mergulho dos pacotes ou contra o mergulho destes. Os
canais são retos e bidirecionais.
Unidade morfoestrutural Bloco Santana, padrão de drenagem treliça, em unidade
geomorfológica hogback, flanco de dobra. Localização: Lat. = 310 03’ 50”, Long. = 53
0 16’
40”, Alt6. = 240m.
Padrão de drenagem pinado
O padrão de drenagem pinado (Pi) se adapta á folheação ou acamadamento de rochas
fortemente mergulhantes. É um padrão multidirecional , canais predominantemente
retilíneos, os menores entram nos maiores em ângulos agudos. É comum associado a
rochas metamórficas, xistos e filitos (Xi) . O relevo é maciço medianamente ondulado.
Padrão de drenagem radial centrífugo
O padrão de drenagem radial centrífugo é multidirecional, os canais podem ser sinuosos
ou retilíneos, divergem de um centro comum. Esta associado a cúpulas que podem ser
blocos falhados ( Ar1) arenito, (Emb.) embasamento, intrusões,estruturas vulcânicas,
estruturas dômicas, etc.
Unidade Morfoestrutural Bloco Pelotas, unidade geomorfológica mesas de arenito em
blocos falhados. Localização: Lat.= 300 24’ 57”, Long. = 52
0 36’ 32”, Alt. = 474m.
Padrão de drenagem anelar
O padrão anelar associa-se a estruturas circulares, domos, bacias, caldeiras, astroblemas
(estruturas de impacto de meteoritos). Os canais maiores assumem geometria em anel e
os menores entram em ângulos de 900 à semelhança do padrão em treliça.
(Ar) arenito, (Bas) basalto, (An) drenagem anelar em estrutura de impatico, Astroblema
do Jarau.
Unidade morfoestrutural Planalto de Uruguaiana, unidades geomorfológicas hogbacks e
cuestas, morfoestrutura anelar Astroblema do Jarau. Localização: Lat. = 300 12’ 04”
Long. = 560 32” 46”, Alt = 142m.
Padrão de drenagem lagunado
O padrão de drenagem lagunado (Lg) associa-se a exudações do lençol freático. Ocorre
em relevos planos, planaltos, mesas, planícies fluvial, lagunar e marinha. Com
abundância de chuva, ao longo dos canais e mesmo fora destes, formam-se lagunas,
banhados, conhecidos como olhos d’água. Assemelha-se à drenagem Cárstica, difere
desta por apresentar abundante drenagem superficial
Unidade morfoestrutural Bloco São Gabriel, unidade geomorfológica mesas e cuestas
com drenagem lagunada. Localização: Lat = 310 27’ 20”, Long. = 53
0 37’ 28”, Alt = 247m.
Padrão de drenagem Karstico (Drenagem interna).
A drenagem Cárstica é características onde ocorrem calcários e mármores calcíticos
(Ca), arenito (Ar), em clima úmido. É fundamementalmente subterrânea. No sub solo,
por dissolução da rocha calcária, formam-se cavernas, cujo teto pode abater-se em
superfície, formando depressões chamadas dolinas (Do)
Classificação genética da drenagem
Rios geneticamente adaptados
O rio conseqüente (Cons) (geralmente um canal mestre) adapta-se à declividade
primária da superfície, geralmente determinada pelo sentido do mergulho dos pacotes de
rocha.
O rio subseqüente (Subs), geralmente tributários maiores, (vem depois) adapta-se à
direção dos pacotes de rochas.
Os canais obsequentes (Obs) se opõem á direção do mergulho dos pacotes de rochas,
geralmente canais menores de outra bacia hidrográfica, associados a pendentes fortes,
opostas ao sentido do mergulho dos pacotes
Unidade Morfoestrutural Depressão do Rio Jacuí, unidade geomorfológica cuestas.
Localização: Lat. = 300 10’ 35”, Long. = 51
0 54’ 24”, Alt = 96m.
Rios geneticamente não adaptados
A drenagem não adaptada às estruturas das rochas aflorantes pode ser antecedente ou
superimposta.
A drenagem antecedente ocorre quando velhas superfícies de erosão em rochas do
embasamento cristalino, levemente basculadas no sentido do nível de base, são
soerguidas. A drenagem segue direcionada para o nível de base cortando as estruturas
antigas. A drenagem antecedente também é chamada de transversa.
Unidade morfoestrutural Bloco Santana, unidade geomorfológica cristas soclinais
de falha. Localização: Lat. = 300 55’ 34”, Long. = 52
0 56’ 59”, Alt. = 188m
Padrão de drenagem superimposto
A drenagem superimposta (Sup) tem como condição inicial ideal escoar em disposição
consequente sobre uma sequência de cobertura levemente basculada em direção ao nível
de base. A posterior remoção desta cobertura por erosão, exuma rochas de diferentes
durezas, com forte mergulho. O direcinamento da drenagem continua para o nível de
base, independente da disposição espacial dos pacotes sotopostos. Esta drenagem
também é denominada genéricamente como transversa.
Unidade morfoestrutural Bloco Santana, unidade geomorfológica relevo dobrado.
Localização: Lat. = 300 57’ 15”, Long. = 53
0 12’ 50”, Alt = 373m.f
Capturas nos sistemas de drenagem
O processo de captura de um sistema de drenagem por outro faz parte do
desenvolvimento dos sistemas de drenagem.
Seja pela aparente dificuldade do reconhecimento do processo, seja pela tendência do
desenvolvimento da geomorfologia para o estudo de processos atuais, a identificação de
áreas de captura de drenagem desapareceu dos livros texto de geomorfologia e geologia
física modernos. Aparece esporadicamente em artigos e pesquisas com o uso do
sensoriamento remoto orbital e aéreo.
A posição de um divisor de águas permanece constante apenas na condição ideal em
que as taxas de erosão são iguais dos dois lados do divisor. Quando as duas encostas do
divisor apresentam declividades desiguais, a erosão é mais ativa no sistema de
drenagem de maior inclinação, que tem nível de base de erosão mais baixo. Nesta
condição, o divisor de águas retrocede gradualmente, consumindo a bacia hidrográfica
do sistema de drenagem com menor pendente.
Na área capturada, onde as duas drenagens interferem, forma-se padrão de drenagem
característico denominado “barbed” aqui traduzido por arame farpado. Outra feição
característica é o cotovelo de captura, setor em que o canal capturado apresenta brusca
mudança de direção.
(Cc) cotovelo de captura, (B) drenagem “barbed” arame farpado, na faixa de captura.
Unidade morfoestrutural Bloco de São Gabriel, unidade geomorfológica relevos
maciços em granitos (Gr) e granitóides (Gn). Localização: Lat. = 300 41’ 12”, Long.
= 540 00’ 21”, Alt = 322m.