CAPÍTULO IV.

Geomorfologia Estrutural - Macroformas da

Paisagem (Geomorfologia Tectônica – Formas

Estruturais).

1. Breve Histórico.

2. Geomorfologia Estrutural: Macroformas da

Paisagem.

3. Rochas e Macroformas da Paisagem.

4. Estruturas Geológicas e Tipos de paisagens

5. Rochas, Estruturas, Macroformas da Paisagem e

Redes de Drenagem.

6. Morfotectônica e Morfoestrutura

4. 1. Breve Histórico

O tronco de onde nasceu a Geomorfologia se relaciona em primeiro

lugar, com o ramo da Geografia Física e também com observações de

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 4. 1.

Fig.4. 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 4. 1 mostra as três fases de um

ciclo ideal de erosão.

Von Engeln em 1948 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 - Fatualmente tem forte apelo pelos geólogos que trabalham em

mapeamento geológico, os quais, usam os conceitos da Aerogeologia ,

através do Sensoriamento Remoto Orbital Sub orbital aplicado à geologia.

Associando a Geomorfologia Estrutural, Aerogeologia e Mapeamento de

Campo, produzem mapas geológicos, essenciais para as pesquisas

acadêmicas, bem como para os diversos ramos da geologia aplicada.

Atualmente a Geomorfologia Estrutural clássica cujo paradigma é a

noção de Ciclo de Erosão, no sentido de Davis, está embutida na

Geomorfologia Tectônica de Burbanck e Anderson (2001), referida por

estes como Formas Estruturais.

A Geomorfologia Tectônica tem como tema chave a competição entre

os processos tectônicos que constroem o relevo e os processos de

superfície cuja tendência principal é destruir o relevo.

As Formas Estruturais são aquelas em que, em sua aparência,

refletem e se ajustam à estrutura geológica de sub superfície. As formas

estruturais controlam o curso e a intensidade dos processos de superfície

que modelam a paisagem, a partir das rochas e suas estruturas. O termo

Estrutura é entendido no senso largo, abrange feições tais como

diferenciações de fácies, contrastes litológicos, padrões de fraturas, falhas,,

dobras, disposição estrutural de pacotes de rocha, geometria de corpos

intrusivos e extrusivos, Goudie (2006)

Como este assunto se apresenta bastante diluído nos textos modernos

de Geomorfologia Tectônica, optou-se por manter o formato clássico da

Geomorfologia Estrutural desenvolvida dentro do paradigma Davisiano de

Ciclo de Erosão, mais adequada e minuciosa para aplicação em

mapeamentos geomorfológicos e geológicos.

4. 2. Geomorfologia Estrutural –

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 próprias rochas nas formas das paisagens. Este é o campo da Geomorfologia

Estrutural que, na escala geomorfológica (quadro I, capítulo I), 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, mais ou menos 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, ( Equilíbrio Dinâmico, capítulo I), figura 4.2.

As quebras de relevo são o principal guia em que se baseiam os geólogos e geomorfólogos para

mapear rochas e estruturas. Para isto, junto com o trabalho de campo, usam imagens aéreas sub

orbitais 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. 4.2 – Relações simples de rochas e estruturas com a paisagem.

Modificado de Cotton (1968). As quebras de relevo são realçadas em

imagens estereoscópicas.

4. 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 4.3. A rocha vulcânica mais comum é o basalto.

Fig. 4.3 – Principais formas estruturais associadas com vulcanismo. Modificado de

Raisz (1956).

De maior importância para a geomorfologia do Rio Grande do Sul são os planaltos

vulcânicos. Metade da paisagem do Estado consiste da parte sul do imenso Planalto

Vulcânico da Bacia do Paraná, figura 4.4.

Fig. 4.4 – Borda Sul do Planalto Vulcânico da Bacia do Paraná. As cornijas denotam

afloramentos de rocha mais resistentes ao intemperismo. Vista de sudeste para noroeste,

Igrejinha, Rio Grande do Sul.

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. Associado a este relevo ocorrem microformas do tipo

campos de matacões e inselbergues cujo modo de formação é mostrado

esquematicamente na figura 4.5.

Fig.4. 5 – Acima esboço ilustrativo de paisagens associadas a rochas ígneas plutônicas.

Abaixo, modo de formação de campos de matacões.

Os matacões são as exposições de rochas mais comuns em corpos ígneos plutônicos.

Em geral correspondem a porções de rochas mais resistentes ao intemperismo, sobrantes

após a remoção do regolito por processos de denudação. Quando ocorrem em encostas,

podem estar relativamente deslocados da sua posição original, movimentados pela ação

da gravidade, das partes altas para as baixas.

Os tamanhos e formas dos matacões são principalmente controlados pelo espaçamento e

densidade de fraturas de diversos tipos. Outro fator controlador é a textura da rocha.

Matacões , em geral, maiores nas litologias com textura grossa. Existe também relação

com o posicionamento do corpo ígneo, os pós cinemáticos, em geral, apresentam

matacões maiores, sim cinemáticos menores.

Em seu início, os matacões formam-se em sub superfície por processos seletivos de

intemperismo. Com a remoção posterior do regolito, por processos de denudação,

afloram com aspecto encastelado e com o tempo esparramam-se na superfície.

Outra microforma, esta menos comum é o Inselbergue ~ Bornharth ~Domo. Os termos

são semelhantes mas não sinônimos. São relevos de rochas aflorantes, proeminentes, em

forma de domo, com vertentes abruptas em contato com terras baixas, figura 4.6.

Fig. 4.6 - Inselbergue e modelo esquemático de formação.

O relevo tipo inselbergue pode ocorrer em outros tipos de rochas, embora sejam mais

comuns nas rochas ígneas plutônicas, principalmente granito.

No Rio Grande do Sul os inselbergues ocorrem disseminados no Escudo onde afloram

granitos sim e post cinemáticos, figura 4. 7.

Fig. 4.7 – Inselbergue modelado em granito, no Escudo, Bloco Pelotas, Cerro do Sandi,

Piratini, RS. Philipp et al. (2006).

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 4. 8.

As rochas sedimentares de origem química estão fora do escopo desta

abordagem.

Fig. 4.8. – Formas estruturais em sedimentos e rochas sedimentares horizontais.

Modificado de Raisz (1956).

As rochas pelíticas e arenitos friáveis costumam aflorar como microformas do tipo

ravina ~ “ gully ~”, bossoroca (rasgo em tupi – guarani), figura 4. 9.

Fig. 4.9 –Bossoroca escavada em rochas pelíticas da bacia do Paraná, Cacequi, RS.

Foto Maciel

Estes termos denominam sulco recente no terreno em rochas friáveis cavado por águas

correntes efêmeras, principalmente em épocas de grandes chuvas.

As camadas sedimentares resistentes condicionam o relevo em bacias sedimentares.

Rochas duras, arenitos cimentados e conglomerados em posição horizontal a sub

horizontal afloram nas cornijas de relevos de mesas e cuestas. Rochas duras cimentadas,

arenitos e conglomerados fortemente mergulhantes afloram em “hogbacks”, e, quando

verticais sustentam cristas isoclinais, figura 4.10. As relações horizontal (mesa) e sub

horizontal (cuesta), são válidas também para fluxos e soleiras vulcânicas.

As relações com forte inclinação (hogback e crista isoclinal) são válidas para pacotes

metamórficos de quartzito, cristas de falha e diques.

Fig.4. 10 – Afloramentos de camadas e formas do relevo.

As feições geomorfológicas acima ocorrem principalmente na Depressão Periférica, e

em alguns setores do Escudo, figura 4. 11.

Fig.4.11 - Rochas sedimentares resistentes, arenitos e conglomerados aparecem nas

cornijas sustentando relevos em mesa, A arenitos fortemente cimentados da Bacia do

Paraná, São Francisco de Assis RS. B conglomerados fortemente cimentados da Bacia

do Camaquã, Caçapava, RS.

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 4.12.

Fig. 4.12 – Esboço de formas da paisagem desenvolvidas em rochas

metamórficas. Modificado de (Raiz 1956).

.

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 com maior

amplitude. Nos filitos e chistos o relevo é maciço de textura fina, figura

4.13. Em mármores calcíticos se desenvolve relevo Cárstico, em climas

úmidos. Em climas áridos as formas são semelhantes às desenvolvidas nos

arenitos.

Fig. 4. 13 – Acima, em primeiro plano hogback modelado em

quartzito, alçado em relação a relevo maciço modelado em xistos e filitos.

No centro, intercalação de quartzitos e xistos. Foto (CPRM 2005), Minas

Gerais. Abaixo, cristas isoclinais modeladas em quartzitos, no flanco de

Antiforme, Santana da Boa Vista, RS. Foto do Autor

4.4. Estruturas geológicas e tipos de paisagens.

As macroformas do relevo, além de dependerem do tipo de rocha em

que são modeladas, são também 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, figura 4. 4, para 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 4.14

Fig. 4.14 - 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,as quais são cortadas por estas, figura 4.15.

Fig. 4.15 – 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 4.16.

Fig. 4. 16 – Acima esboço ideal de paisagem com relevo dobrado,

abaixo bloco diagrama e imagem aérea (anaglifo) de estrutura dobrada.

Obs. O anaglifo observado com oculares com filtros vermelho e verde

produzem estereomodelo.

Principalmente em rochas metamórficas dobradas ocorrem

redobramentos e deslocamentos por falhas produzindo paisagem mais

irregular do que o exemplo acima, figura 4.17.

Fig. 4.17 – Relevo dobrado em rochas metamórficas. Antiforme mergulhante para SW.

Cristas e hogbacks de quartzito com tom branco delimitam a dobra. Linhas tracejadas

com flechas são falhas, em R ocorrem redobramentos. Imagem aérea, anaglifo,

Antiforme Capané RS.

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 não indicadores de movimentos de blocos. No bloco

topograficamente rebaixado forma-se um vale, dito vale de linha de falha.

Quando as falhas cortam uma litologia e o preenchimento da falha é mais

resistente do que a rocha, formam-se cristas isoclinais de falha, figura 4.18.

Fig. 4.18 – A, esboço de escarpa de linha de falha e vale de linha de falha,

B, escarpa de linha de falha na Depressão Periférica, arenitos silicificados,

Morungava RS, anaglifo, C cristas de falha no Escudo Encruzilhada do

Sul, D escarpa de linha de falha e vale de linha de falha no Escudo Santana

da boa Vista RS.

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.

Cristas isoclinais de falha são comuns em uma litologia, quando o material

na zona de falha é mais resistente do que a rocha.

Além de escarpas vales de linha de falha e cristas de linha de falha há

outras feições geomorfológicas associadas à falhas, figura 4.19.

Fig. 4.19 – Algumas feições geomorfológicas mais comuns associadas à

falhas. Modificado de Miller (1961).

As diaclases, quando em grande quantidade determinam uma forma de

relevo característica, de grande potencial paisagístico e turístico, o relevo

ruiniforme, figura 4.20.

Fig. 4.20 - O anaglifo, vista aérea, Caçapava do Sul RS mostra padrão de

diaclases ortogonais bidirecionais realçadas por vegetação natural alinhada

(flechas), ao lado esboço de relevo ruiniforme, à direita foto de campo.

Grande densidade de diaclases distensivas favorece intemperismo e erosão

diferencial ao longo das fraturas e resulta relevo ruiniforme assinalado por

morros testemunhos, agulhas, pontões e outras formas de detalhe.

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 4.21. Os esboços A, B, C são discordâncias paralelas,

os exemplos D, E ilustram não conformidades

Fig. 4.21 – 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

4.22. As discordâncias angulares são as mais impressivas nas paisagens.

Fig. 4.22 – Em A esboço de discordância angular, em B imagem aérea

anaglifo, ilustra discordância paralela e angular, Lavras do Sul RS. Em C

discordância angular, “Siccar Point”, afloramento chave da Teoria da Terra

de James Hutton, o fundador da geologia moderna.

Este tipo de discordância, no “Siccar point” Escócia, foi a chave da Teoria

da Terra elaborada por James Hutton, ponto de partida para o

desenvolvimento da geologia moderna.

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 4.23.

Fig. 4.23 – Esboço de textura grossa da drenagem e forma do relevo

associada.

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 4. 24.

Fig. 4.24 – Esboço de textura fina da drenagem e forma do relevo associado.

Os granitos apresentam textura de drenagem média, retém

discretamente a água, pois parte se infiltra através das fraturas que

compartimentam o maciço rochoso, figura 4.25.

Fig. 4.25 – Esboço de textura média da drenagem e forma do relevo associada.

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 os quais 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 4.26.

Quando a rede de drenagem demonstra leve direção preferencial

em pacote sub horizontal a drenagem é dita sub dendrítica.

Fig. 4.26 – Esboço de padrão dendritico e formas do relevo associados.

O padrão paralelo ocorre em pacotes de rocha com leve

basculamento, de arenitos, conglomerados, 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 4.27.

Associa-se a relevo em Cuesta,. Quando os pacotes são sub horizontais, os

canais tornam-se muito sinuosos, o padrão é dito sub paralelo.

Fig. 4.27 – Esboço de padrão paralelo e forma do relevo associada

O padrão de drenagem treliça ocorre em flancos de dobras associado 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 4.28.

Fig. 4.28. – Esboço de padrão treliça e forma do relevo associadas

O padrão de drenagem retangular aparece em 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, figura 4.29.

Fig. 4.29 – Esboço de padrão retamgular e forma do relevo associada.

O padrão de drenagem angular ocorre em 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 4. 30.

Fig. 4.30 – Esboço de padrão angular e forma do relevo associada

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 em rochas

metamórficas, xistos e filitos, figura 4.31. O relevo é maciço medianamente ondulado.

Fig. 4.31 – Esboço de padrão pinado e forma do relevo associada.

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 4.32.

Fig. 4.32 – Esboço de padrão radial e forma do relevo associada.

O padrão anelar ocorre em 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 4.33.

Fig. 4.33 – Esboço de padrão anelar e forma do relevo associada.

O padrão de drenagem lagunado indica 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 4.34.

Fig. 4.34 - Esboço de drenagem lagunada e forma do relevo associada.

A drenagem Cárstica é característica de áreas onde ocorrem calcários e mármores

calcíticos em clima úmido. É uma drenagem interna, principalmente subterrânea. No

sub solo, por dissolução da rocha calcária, formam-se cavernas, cujo teto pode abater-se

em superfície, formando depressões chamadas dolinas, poljes, uvalas Nos espaços de

dissolução acumula-se água subterrânea figura 4.35.

Fig. 4.35 – Esboço de drenagem interna carstica, A estágio inicial, B estágio adiantado.

Classificação genética dos sistemas de drenagem

John W. Powell em 1875, nas suas explorações do Rio Colorado estabeleceu, pela

primeira vez, a classificação genética dos sistemas de drenagem, onde 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 4.36.

Fig. 4.36 – 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 esquerda vista aérea, anaglifo, com drenagem

adaptada à estrutura, São Sepé RS.

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 4.37.

Fig.4.37 – Em A, esboço de estágios de antecedência da drenagem, em B vista aérea,

anaglifo o rio Camaquã corta crista isoclinal de falha (Ant), Encruzilhada do Sul RS.

Em C esboço e estágios de superimposição da drenagem, em D vista aérea, anaglifo, o

arroio Tupaberá corta cristas de quartzito em estrutura dobrada (Sup), Santana da Boa

Vista, RS.

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 genericamente como transversa.

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 identificadas através

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 4. 38.

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. 4.38 - Em A vista aérea anaglifo mosaico ilustra a captura das cabeceiras da bacia

do rio Camaquã pelas cabeceiras da bacia do rio Jacuí, Lavras do Sul RS. Em B esboço

ilustra estágios do processo de captura.

4.6 - Conceitos chave relacionados à Geomorfologia Estrutural

É frequente o uso de alguns conceitos chave relacionados com a

Geomorfologia Estrutural, apresentados no quadro 4.1, os quais

aparecem em artigos científicos e mesmo em livros, sem que os

mesmos tenham sido convenientemente relacionados com o

desenvolvimento histórico dos termos e com seu significado atual.

Quadro 4. 1.

A figura 4.39 ilustra os conceitos acima definidos. Em A mapa mundi do relevo da

Terra, salientando –se em marrom escuro as grandes cadeias de montanhas atuais

relacionadas às margens ativas das placas, em marrom claro os planaltos no interior das

placas, em verde as planícies e terras baixas, em azul os oceanos, em vermelho os

limites divergentes de placas, em branco calotas glaciais, grandes feições das paisagens

relacionadas à Geomorfologia Global.

Em B figura original de Kober (1928) que introduziu o conceito de morfotectônica

relacionado às grande unidades fisiográficas da Terra, conceito anterior à teoria da

Tectônica de Placas.

Em C morfoestrutura anelar do Cerro do Jarau, paisagem produzida pela interação dos

processos de denudação com a cicatriz do impacto (astroblema), Cerro do Jarau, Quaraí,

RS.

Em D morfoestruturas lineares, lineamentos que cortam o Escudo sul – rio-grandense

em várias direções, imagem aérea anaglifo.

Fig. 4.39 – Ilustra quatro conceitos chave, A Geomorfologia Global, B Morfotectônica,

C Morfoestrutura, vista aérea, D Lineamento, vista aérea (anaglifo).