Relevo: fatores estruturais

7/21/2019 Relevo: fatores estruturais

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2. FATORES ESTRUTURAIS ASSOCIADOS AO RELEVO

1. As Propriedades Geomorfológicas das Rochas:

Mesmo falando em formas estruturais não quer dizer que as formas de relevo

estejam ligadas somente à estrutura, mas dependem também da natureza das rochas

(propriedades fisicas e químicas) que estão sob a ação de diferentes meios

morfoclimáticos.

As rochas estão submetidas a várias formas de erosão: pelas águas correntes (erosão

linear ou incisão vertical); erosão mecânica, sob variações de temperatura (pressão e

desagregação); decomposição por dissolução. Assim, as propriedades das rochas influem

no modo de escoamento superficial, na desagregação e na decomposição.

As propriedades básicas de uma rocha que influem no:

a) Escoamento superficial:

-grau de coesão

-grau de permeabilidade

-grau de plasticidade

O grau de coesão: é diretamente responsável pela velocidade da incisão linear e

pelo trabalho de desobstrução. A coesão de uma rocha sedimentar varia com a cimentação

e a natureza do cimento. As rochas móveis possuem elementos dissociados, sem cimento,como a areia. Outras como o calcário e o arenito tem os seus elementos ligados por

cimento e resistem melhor ao escoamento superficial. Ex: arenito sílico mais resistente

(Vila Velha).

É o grau de coesão que explica a desigualdade do trabalho de erosão vertical e

lateral. As rochas coerentes resistem mais aos processos areolares e o cavamento vertical é

maior. Os vales apresentam-se mais encaixados e estreitos (aspecto de "juventude" de

relevo ). As rochas não coesas permitem a esculturação mais rápida das vertentes.O grau de permeabilidade: é importante elemento de escoamento, desde que a

estrutura e o declive forte das camadas não intervenham. A permeabilidade depende da

comunicabilidade dos poros da rocha (arenitos), da existência de juntas e fissuras e do grau

de solubilidade.

Argilitos, basaltos e calcários são permeáveis graças à rede intensa de

diaclasarnento. O grau de solubilidade do sal gema e gipso facilitam a percolação.

Arenito comum é altamente permeável.



A permeabilidade das rochas tende a diminuir o escoamento superficial, a

impermeabilidade a aumentar. A diferença fundamental entre relevo de argilas e relevo de

calcário é o exemplo da influência decisiva desse fator.

O grau de plasticidade: influi no grau de fraturamento da rocha. Quanto maior o

grau de plasticidade menor o grau de fraturamento. Consequentemente ocorre uma incisãolinear rápida dos canais; dificulta a infiltração, aumentando o escoamento superficial e,

portanto, a evolução das vertentes é rápida, tomando o escoamento concentrado e ou

difuso. As rochas plásticas são sujeitas a escorregamentos. Ex. argilas.

b) desagregação mecânica:

- grau de macicez;

- tamanho dos grãos.

O grau de macicez: de uma rocha não deve ser confundido com o grau de coesão.

Ex.: o calcário é muito coerente, mas pouco maciço devido à rede de diáclase. É

importante não confundir estrutura maciça (batólitos granitico-gnáissicos) e a macividade

de uma rocha, que se define pela ausência dos planos de descontinuidade.

Toda rocha sedimentar pode comportar 3 tipos de planos de descontinuidade:

-planos de sedimentação ou estratificação, que traduzem as etapas dos depósitos.

Quando muito repetidos chamamos de xistosidade ou afolhamento. -planos de clivagem,

corresponde a esforços de compressão sofridos pelas camadas sedimentares; -planos de

diáclase, são frequentes nos calcários e arenitos. Apresentam-se às vezes como redes

ortogonais, constituindo fissuras perpendiculares aos planos de sedimentação. As diáclases

são originadas sob efeito de compressão ou sob esforço de pressão.

Os planos de descontinuidade favorecem á desagregação mecânica, porque

constituem zonas de penetração lenta das águas, permitindo: a lubrificação da superfície de

contacto das folhas ou placas, provocando escorregamentos; congelamento (nas zonas

frias); expansão e quebramento segundo os planos de xistosidade e diáclases; quebramento

e destacamento de placas sob variações térmicas.

O tamanho dos grãos: as rochas de granulação fina resistem melhor à

decomposição do que as de grãos grossos. Ex. os granitos pórfiros (com feldspatos

grandes) resistem menos que os argilitos e se decompõem em arena granítica. (argilas são

levadas pelas águas).

c. decomposição química:





c) Calcários, são coerentes, pouco plásticos e normalmente homogêneos,

distinguem-se pela sua permeabilidade graças ao fissuramento e a sua solubilidade.

d) Xistos e argilitos: possuem fraca resistência à erosão por escoamento

superficial.

Possuem grande plasticidade, e como são impermeáveis, são mais sujeitos à erosãomecânica.

Deste modo, podemos distinguir 2 categorias dentre esses 4 grupos de rochas: a) As

que, devido à plasticidade ou à fraca coesão, são sujeitas ao ataque pelo escoamento:

argilitos, xistos e arenitos; b) Rochas que pela permeabilidade são imunes à erosão pelas

águas superficiais, mas que dão um modelado devido à decomposição química: calcários.

2. A Influência da Geodinâmica nos Elementos Geomorfológicos:Geodinâmica é a dinâmica gerada pelas forças internas da Terra.

A Terra não é o corpo inerte, parado, mas sim, dinâmico. As forças da dinâmica

interna atuam lentamente na escala de milhares de milhares de anos, mas vão provocando

transformações na superfície terrestre. Os movimentos observados na crosta terrestre,

originados pelas forças internas, são chamados movimentos tectônicos. A intensidade

maior desses movimentos é encontrada nos limites entre as placas, onde existe

instabilidade na crosta terrestre (terremotos, vulcanismos, falhamentos e dobramentos). As

localidades e regiões situadas no interior das placas são estáveis e quase não sofrem as

consequências dos movimentos tectônicos. Estas placas são rígidas e indeformáveis por si

só, mas descrevem movimentos laterais (deriva) e periodicamente pequenos movimentos

verticais.

Teoria de Tectônica de Placas é fundamentada, nos elementos das hipóteses de

deriva continental e expansão do assoalho oceânico, que pode ser explicado pela teoria da

migração continental causada por meio de correntes de convecção, no interior do SIMA

(manto inferior, astenosfera), que é mobilizada em virtude de diferenças térmicas no

interior do globo. Tais correntes desencadeariam o processo migratório dos continentes e a

geração de novas bacias oceânicas. (Holmes, 1931, Hess e Dietz, 1960).

As forças internas da Terra (Geodinâmica) resultam na superfície, fenômenos

como: terremotos, vulcanismos, dobramentos e falhamentos, que são consequências da

crosta terrestre sob os esforços do tectonismo. Esses movimentos são classificados em 2

tipos: orogenéticos e epirogenéticos.

Os levantamentos, arqueamentos e abaixamentos dos blocos continentais podem

mudar também, a configuração de drenagem ou dos desníveis dos rios, ocasionando o



aumento ou a diminuição do desgaste erosivo e consequentemente do transporte dos

detritos, influindo no fenômeno da denudação. A modelagem da superfície terrestre é

motivada pelas forças endogenéticas e exogenéticas. A 1a. governada pela epirogênese e

orogênese, e a 2a. pelas causas externas que podem ou não depender da geodinâmica.

Ambas a interagem, esculpindo a superfície do continente. Assim, o levantamento de blocos continentais faz aumentar o gradiente fluvial, estimulando a erosão vertical. Os

vales tornam-se mais abruptos e a morfologia mais acentuada. Diminuindo a ascensão,

diminui a erosão fluvial, tornando-se os flancos dos vales mais suaves. Os desníveis entre

vale e montanha suavizam-se tendendo gradativamente a peneplano.

Se de um lado o levantamento continental estimula os fatores de denudação,

aumentando a capacidade de transporte fluvial, por outro lado, estimula a sedimentação nas

regiões mais baixas.

a) Movimentos orogenéticos: São relativamente rápidos e manifestam-se

geralmente deformando, dobrando, e falhando as camadas rochosas.

Os terremotos são os movimentos orogenéticos mais rápidos. Associados ao

vulcanismo correspondem a sinais anteriores ou posteriores de um tectonismo orogenético

mais amplo.

A orogênese propriamente dita é a elevação de uma vasta área, dando origem a

grandes cadeias de montanhas. Ex: os terremotos e os vulcanismos andinos são sinais

posteriores ao levantamento da grande cadeia montanhosa (Andes). Ao contrário, o

vulcanismo e os terremotos que vão de Java ao Japão são sinais precursores de uma grande

cadeia de montanhas que se elevará naquela área.

Falhamentos: denomina-se falha uma fratura que tenha ocorrido nas rochas com

um conseqüente deslocamento nas rochas com um conseqüente deslocamento dos blocos

resultantes, isto é, o deslocamento de 1 ou 2 blocos resultantes do processo ao longo de

planos de fraturas. Quando corre uma fratura sem o deslocamento de blocos, denominamos

de junta ou diáclase.

Os deslocamentos de blocos falhados podem atingir centenas de metros. Quando as

fraturas ou falhas não são originadas por esforços tectônicos, podem ser de origem em

escorregamentos de sedimentos argilosos ou plásticos ou por quedas de teto de cavernas,

em regiões calcárias que sofreram dissolução. No Brasil, as regiões que apresentam

maiores ocorrências de falhamentos são aquelas onde predominam rochas metamórficas



antigas do embasamento cristalino ou rochas pré-cambrianas. Ocorrem também falhas nas

rochas sedimentares e vulcânicas das bacias sedimentares, porém, em menores escalas.

Dobramentos: os esforços produzidos nas rochas da crosta dependem da

intensidade, da duração e da direção dos esforços. E também, a competência das rochas éfator muito importante na estrutura produzida. Uma rocha competente é aquela que oferece

grande resistência aos esforços submetidos. Ex: calcários, arenitos, quartzos. As rochas

incompetentes são plásticas e oferecem pouca resistência ao esforço aplicado, e, portanto,

dobram-se facilmente. Ex: folhelhos, siltitos, filitos, xistos.

Os dobramentos são facilmente reconhecíveis no campo, e são mais evidentes nas

rochas estratificadas, bandeadas ou folhadas (planos de xistosidade).

b) Movimentos epirogenéticos: Caracterizam-se por serem lentos, abrangem áreas

continentais e não tem competência para deformar as estruturas rochosas (não produzem

falhas ou dobras). Esse movimento não está relacionado nem ao vulcanismo e nem ao

terremoto, ao contrário, é de ocorrência mais comum em áreas relativamente estáveis da

crosta terrestre, sendo característico das bacias sedimentares intracratônicas (bacia estável).

Os movimentos epirogenéticos são movimentos de subida ou de descida de grandes

áreas da crosta terrestre, de modo lento. Caracteriza-se por um reajustamento isostático de

áreas, dominando assim os movimentos verticais lentos, por vezes seculares, daí, as

dificuldades de pesquisa dos movimentos epirogenéticos..

O movimento epirogenético é considerado positivo quando o nível do mar desce,

portanto, a praia avança. Inversamente é tido como negativo, quando o nível do mar sobe,

transgredindo por sobre o continente. Ex: na Europa acham-se em ascensão a costa da

Grécia, Sicília, sul da Espanha, da França e Escandinávia. Em abaixamento secular acham-

se Inglaterra, norte da França, Holanda e Alemanha do Norte.

3. As unidades Morfoestruturais do Globo Terrestre

São classificados em: escudos antigos, bacias sedimentares e cadeias dobradas.

a) Escudos antigos: Constituem a porção mais rígida da crosta, formada de

rochas ígneas de consolidação intrusiva, geralmente datada de épocas pré-cambrianas, ou

do material sedimentar dobrado, arrasado, metamorfisado, incorporado aos escudos de

antiga consolidação. São porções da crosta que sofreram arqueamentos, falhamentos e

soerguimentos sucessivos, várias vezes arrasadas e rejuvenescidas.



Dos primeiros, temos como exemplo: o Escudo Canadense, o das Guianas, o

Brasileiro, os Escudo Guineano, o Escudo Escandinavo, Escudo de Angara e o

Australiano.

Os segundos, as Montanhas dos Apalaches (Estados Unidos), o Maciço Hercínico

na Alemanha, o maciço Central Francês, Maciço Sino-insulíndio.O relevo dos maciços antigos é de planaltos relativamente pouco elevados (menos

que 2000 m).

b) Bacias sedimentares: Porções dos escudos, deprimidos e recobertos pelo

mar, entulhados de sedimentos posteriormente exumados.

Possuem uma espessura média de alguns milhares de metros, e geralmente estrutura

calma (horizontal ou suavemente inclinado). Ex: Amazônia, do Meio Norte, do São

Francisco, do Paraná, do Pantanal (na América do Sul); as Grandes Planícies Centrais nosEstados Unidos, a Bacia de Paris, Russo-Siberiana, na Europa e Ásia e Congo na África.

O relevo é relativamente baixo (geralmente menor que 1000 m), com planaltos

tabulares e cuestas.

c) As cadeias dobradas: Constituem a zona de terrenos sedimentares e

metamórficos, dobradas por orogênese recente (do mesozóico ao terciário) e incorporadas

às bordas dos meridianos nas Américas: Sistema de Rochosas-Andes e no sentido dos

paralelos na borda Mediterrânea e na Ásia: Cadeia Alpina da Europa, os Atlas da África,

Cadeia do Cáucaso na Ásia Menor e Himalaia na Ásia Oriental.

Nesses sistemas montanhosos, os mais recentes do globo estão as maiores altitudes

(maior 2.000 m). No Brasil não existem cadeias dobradas recentes. Apenas escudos e

bacias sedimentares. Trata-se do continente antigo, emerso na sua maior parte, desde a Era

Primária.



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