EVENTOS DE “DESEQUILÍBRIO MORFODINÂMICO” NA EVOLUÇÃO GEOMORFOLÓGICA DE MINAS GERAIS – O...

GEONOMOS, 6 (2): 23-32

EVENTOS DE “DESEQUILÍBRIO MORFODINÂMICO” NA EVOLUÇÃOGEOMORFOLÓGICA DE MINAS GERAIS – O CASO DE TEÓFILO

OTONI/CARAÍ – REGIÃO NORDESTE DO ESTADO

Antônio Magalhães Jr.( *) & Patrícia de Fátima Moreira (**)

RESUMO

A evolução morfodinâmica do estado de Minas Gerais vem resultando em uma rica diversidade dedomínios geomorfológicos, originados pela intrínseca associação de fatores litológicos, climáticos eestruturais. Apesar das variações espaciais quanto ao grau de intensidade, tem sido consensual a proposiçãode significativas influências tectônicas sobre a evolução do modelado e atuação dos processos morfogenéticosno estado. Evidências dessas influências são encontradas, muitas vezes, através da análise estratigráfica dedepósitos cenozóicos. Através da estratigrafia de depósitos coluviais nos municípios de Teófilo Otoni eCaraí, região de divisores entre as bacias dos rios Jequitinhonha e Mucuri, foram encontradas evidências deeventos de “desequilíbrio morfodinâmico” na evolução geomorfológica da área, ocasionados por influênciastectônicas. Grandes movimentos de massa foram gerados sob clima úmido, modelando anfiteatros eentulhando fundos de vale. Este trabalho visa analisar as evidências e possíveis causas destes eventos,verificando suas consequências para a morfodinâmica local.

INTRODUÇÃO

O estudo da morfogênese das paisagens e suaevolução morfodinâmica constitui-se em uma dastemáticas de maior interesse na geomorfologia,envolvendo enriquecedores debates sobre as influênciasclimáticas e tectônicas sobre as formas e processosestudados.

No que se refere à atuação dos processosmorfodinâmicos, seu estudo tem demonstrado a relaçãoentre a atuação de movimentos de massa e a geração desequências coluvionares diversas. Colúvios de texturafina têm sido geralmente relacionados a típicosambientes úmidos e estáveis tectonicamente, originadosa partir da atuação associada de processos como splash(erosão), rastejamento, fluxos e deslizamentos.Colúvios detríticos e tálus de blocos são, por sua vez,comumente relacionados a ambientes mais secos ouinstáveis tectonicamente, onde os afloramentos rochosospredominam em relação às zonas cobertas por mantode intemperismo.

Mudanças climáticas ou eventos tectônicos têm sidoapontados como responsáveis por bruscas rupturas noequilíbrio natural das paisagens, transformando amorfogênese, a morfodinâmica e a geração desequências deposicionais. Movimentos de massa coma consequente formação de colúvios com seixos, blocose/ou matacões tem sido citados na literatura comoresultante de condicionantes climáticos específicos ouatividade tectônica intensificada em períodosdeterminados (Allison, 1991; Modenesi, 1992; Whitney& Harrington, 1993).

Este trabalho visa analisar a gênese dos colúviosmarcados por abundância de blocos e matacões,

encontrados nos municípios de Teófilo Otoni e Caraí,justamente nos divisores entre as bacias dos riosJequitinhonha e Mucuri. A partir do estudoestratigráfico, juntamente com a análise do contextogeomorfológico local e regional (altitudes, declividades,morfologia, formações superficiais), pretendeu-seinterpretar os colúvios à luz da história geomorfológicacenozóica da área, considerando a dinâmica e as causasdos processos de encosta geradores, bem como as suasimplicações na morfogênese local. O estudo insere-seno vasto campo de debates sobre as teorias cíclicas eacíclicas de evolução das paisagens, envolvendo atemática de equilíbrio e desequilíbrio geomorfológico(Klein, 1990ab).

QUADRO FISIOGRÁFICO REGIONAL

A área de interesse deste estudo, situada no nordestede Minas Gerais, compreende uma porção da bacia dorio Mucuri, próxima ao divisor com a bacia do rioJequitinhonha, abrangendo partes dos municípios deTeófilo Otoni e Caraí (figura 1).

A área está inserida, conforme o mapeamentogeológico do Projeto RADAR –MG (IGA, 1978), naregião de ocorrência das rochas do Grupo Paraíba, dopré-Cambriano, representado pelos litotipos biotita-gnaisses, biotita-gnaisses granatíferos, migmatitos existos. (IGA,1977).

Em termos geomorfológicos, a área estácompreendida na unidade “Planaltos Dissecados doLeste de Minas”, em uma “zona de pontões”,caracterizada por formas de relevo evoluídas porprocessos de erosão diferencial e descamaçãoconcêntrica.

Localmente, o relevo é bastante dissecado,

(*) Prof. Assistente do Depto. de Geografia do IGC/UFMG(**) Geógrafa, Consultora Independente

EVENTOS DE “DESEQUILÍBRIO MORFODINÂMICO” NA EVOLUÇÃO GEOMORFOLÓGICA DEMINAS GERAIS – O CASO DE TEÓFILO OTONI/CARAÍ – REGIÃO NORDESTE DO ESTADO

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caracterizado por encostas muito íngremes com toposconvexos e freqüentes exposições de rocha em topos ealtas encostas, configurando pontões e anfiteatros. Omanto de intemperismo é pouco espesso, muitas vezesrestrito aos trechos de meia encosta e ao fundo dosvales.

Os vales são bastante encaixados, sendo aamplitude topográfica média de aproximadamente 250m no vale do córrego do Gil, e de 200 m nos vales doscórregos Faísca e Crisólita. As amplitudes máximasatingem valores na faixa de 500 e 400 m,respectivamente. As altitudes médias giram em tornode 750 m, com cotas de topos que chegam a 1138 mem dois pontos nos limites das bacias do córrego do

Figura 1: Localização da área (Fonte: Mapa do Estado de Minas Gerais -Guia Fiat/Quatro Rodas de Minas Gerais, 1996).

Figure 1: Location of the area (After Map of Minas Gerais state -Guia Fiat/Quatro Rodas de Minas Gerais, 1996).

N

Gil e do córrego Faísca. Correspondem às maioreselevações da região onde se inserem as baciasanalisadas.

Os cursos d’água são fortemente controlados pelasestruturas geológicas, sendo notável a retilinearidadedos vales, conforme se observa no córrego do Gil. Ocontrole estrutural é observado em toda a região deentorno da área dos levantamentos, onde é evidente umsistema de falhas inferidas de direções predominantesNW-SE e NE-SW. Estas direções são observadas narede de drenagem, assim como na orientação geral dorelevo. Destacam-se, também, bruscas rupturas dedeclive, observadas nos córregos do Gil, Topazinho eCrisólita.

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SEÇÃO 1 SEÇÃO 2 SEÇÃO 3 SEÇÃO 4

Figura 2: Perfis estratigráficos síntese dos níveis deposicionais.

Figure 2: Stratigraphic sections of quaternary deposits.

EVOLUÇÃO MORFODINÂMICA CENOZÓICA

Através da análise estratigráfica de depósitoscoluviais e aluviais, tornou-se possível a reconstituiçãode eventos deposicionais e denudacionais cenozóicos,o que permitiu a análise da evolução do modelado local.Foram identificadas espessas sequências de materiaistípicos de movimentos de massa, situados em posiçãode média e baixa encostas, sobre o manto intemperizado,bem como no fundo dos vales recobrindo ou recobertospor materiais aluviais. Estes depósitos foramencontrados nos vales do córrego do Gil, córrego doZinco, córrego Topazão, córrego Pé-de-Pedra, córregoLimoeiro e córrego Crisólita, bem como em pequenosafluentes do córrego do Gil, na área do Barro Preto. Osperfis apresentam algumas variações na disposiçãoespacial e organização dos materiais, tendo sidoproposto um perfil-síntese que representa as sequênciasencontradas. O perfil é descrito a seguir, da base para otopo (Figura 2-Seção 1 e Foto 1):

a) nível de seixos aluviais de quartzo, arredondadosa sub-arredondados, com tamanho médio de 3 cm.Espessura de 20 cm a 1 m;

b) nível de blocos e matacões do embasamentogranito-gnáissico, geralmente sub-arredondados, comdiâmetro médio de 1m, suportados a suportados pormatriz areno-argilosa marrom avermelhada. Os blocose matacões estão dispostos caoticamente, por vezesapresentando-se suportados na base, tornando-sesuportados por matriz em direção ao topo do perfil.Podem também encontrar-se diretamente sobre o elúvioem posição de baixa ou média encosta. Espessura médiade 8 m;

c) material areno-argiloso marrom avermelhado,com nível bem marcado de blocos e matacões doembasamento granito-gnáissico, sub-arredondados, comdiâmetro médio de 1 m. Por vêzes, o topo do perfilencontra-se pedogeneizado, apresentando cor marromescuro. Espessura média de 10 m.


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Foto 1: Colúvios com blocos e matacões depositadossobre cascalhos fluviais do córrego Barro Preto.

Phot 1: Colluvial deposits with blocks and bouldersoverlaying fluvial gravel of Barro Preto stream.

A análise dos depósitos demonstra que os mesmossão típicos de intensos movimentos de massa ocorridosno Cenozóico, tendo mobilizado o antigo manto deintemperismo gerado sob clima tropical úmido. Esteambiente é indicado pela presença dos blocos ematacões sub-arredondados, meteorizados pelointemperismo esferoidal vigente em ambientes comabundância de umidade. Neste caso, a gradual alteração,dissolução e remoção de minerais das rochas, segundoseu grau de resistência e seguindo as linhas depercolação da água em sub-superfície (estruturastectônicas, acamamento, foliação), resultaria naformação de níveis concêntricos de alteração, epreservação de blocos mais resistentes no centro das

zonas de meteorização (“corestones”). O manto eluvial seria removido por deslizamentos

e fluxos, associados ou não a leques aluviais. Aabundância de água e de materiais finos permitiriam osuporte para o transporte dos blocos e matacões. Amaior presença local de água (períodos pluviais) poderiatambém remover o material mais fino, resultando naconcentração de blocos que se movimentariam porgravidade (quedas, rolamentos). Neste caso, seriamformadas as sequências de blocos e matacõessuportados, encontrados no fundo dos vales. Nos locaisonde os materiais mais finos (areno-argiloso) foi apenasem parte removido, resultaram as sequências de blocose matacões suportados por matriz.

Os grandes movimentos de massa foramresponsáveis pela atual exposição de extensas porçõesde embasamento pouco alterado, às vezes à semelhançade pontões e domos graníticos. Também foramresponsáveis pelo modelado de extensos anfiteatros naregião do Barro Preto, onde o manto de intemperismoestá atualmente praticamente ausente nas porçõessuperiores das encostas. No caso do anfiteatro do BarroPreto, torna-se evidente a relação entre a formação dorelevo, a remoção do manto alterado e o entulhamentodo fundo do vale (Foto 2).

As causas dos eventos de instabilidademorfodinâmica na área estiveram estreitamenterelacionados à dinâmica cenozóica da rede dedrenagem. A antiga rede de drenagem contemporâneada formação da maior parte dos blocos esferoidais,posteriormente removidos, não deve ser compreendidacomo semelhante à atual. Mineradores manuaisencontraram seixos bem arredondados de crisoberilo,água-marinha e topázio, próximo às cabeceiras docórrego Barro Preto, bem como em outros cursos d’águada bacia dos córregos Faísca e Crisólita. Este fatodemonstra que o pequeno córrego atual não poderia tertransportado e arredondado os referidos seixos, emdistâncias tão curtas (por vezes a menos de 500 m da

Foto 2: Anfiteatro do "Barro Preto", bacia doCórrego do Gil com o vale entulhado por colúvios.Photo 2: Hollow of "Barro Preto", Córrego do Gil

basin with valley bottom infilled by colluvium.


cabeceira). Os seixos obviamente foram trazidos poroutro curso d’água pretérito, com cabeceiras bem maisdistantes. A paisagem não apresentava, portanto, a atualconfiguração de anfiteatros, e os antigos níveis de basedeveriam corresponder aos atuais níveis de topos oupatamares bem marcados da região, a 950 m ou 750 mde altitude. Estes últimos coincidem com os toposrebaixados do anfiteatro do Barro Preto.

Os antigos cursos fluviais sofreram violentos“ inputs” de energia e encaixaram rapidamente suascalhas no embasamento, criando fortes gradientes nasencostas. Atualmente o desnível entre o topo e o fundodo vale, nas áreas onde são encontrados os colúvios,atinge até 300 m, e certamente o ciclo de encaixamentomais intenso deve ter sofrido relativas “pausas”, quandoteriam sido geradas várzeas mais extensas, apesar dequase não serem encontrados depósitos fluviais ao longodas encostas. Mesmo que tenham existido terraçosembutidos nas encostas, que poderiam denunciarperíodos de maior estabilidade através de análiseestratigráfica dos depósitos, é certo que o encaixamentoda rede de drenagem permitiu a súbita evacuação domanto de intemperismo, em função dos gradientesgerados, fato ainda verificado pelas íngremes encostaslocais.

Especificamente no vale do córrego Topazinho,foram identificadas duas sequências aluviais embutidasnas encostas, representando ciclos de sedimentaçãoentre o início do processo de rápido encaixamento e aatual configuração dos fundos de vale. Aaproximadamente 10 m do canal foi encontrado umterraço escalonado constituído de nível basal de seixosde quartzo subarredondados, muito concrecionados emfunção das oscilações do lençol d’água. Este nível érecoberto por material areno-argiloso marrom-amarelado.

Cerca de 6 m abaixo, e a 4 m da calha, foramencontrados depósitos aluviais sobre o substratorochoso, cuja deposição obedeceu a condições de baixaenergia. O perfil apresenta a seguinte disposição, dabase para o topo (Fig. 2-Seção 2):

· nível basal de seixos de quartzo sub-arredondados,com tamanho médio de 1 cm, e matriz de areia grossa;

· nível argilo-arenoso amarelado a esbranquiçado,com mosqueamentos avermelhados (ferro). Espessuramédia de 1,5 m;

· material areno-argiloso com grânulos esparsos dequartzo, e nível de grânulos com 30 cm de espessura.Espessura média de 1 m;

· material areno-argiloso marrom avermelhado.Espessura média de 5 m.

Os depósitos de textura fina (relativa abundânciade argilas) e a espessura do pacote, cerca de 8 m,indicam que a sequência foi gerada em ciclo de intensoentulhamento, sob condições de baixa energia. Este fatopode ser explicado pela reativação de uma falha queseria a responsável pela nítida ruptura do perfillongitudinal do córrego Topazinho, a jusante dosdepósitos. A falha atuaria como soleira estrutural,

barrando a drenagem. Após a formação do terraço, acalha sofreu nova aceleração no processo deencaixamento.

Após a formação de fortes gradientes de encostas,os depósitos coluviais começaram a entulhar o fundodo vale e os anfiteatros começaram simultaneamente aser afeiçoados. O córrego Barro Preto possuía condiçõesde energia mais elevadas, ou maior descarga, já quesuas atuais dimensões, vazão e energia não seriamcapazes de explicar a abertura do significativo vale.Estes depósitos recobriram, em parte ou totalmente, osleitos fluviais, fato indicado pelos depósitos aluviaisna base dos perfís (terraços mais recentes), obrigandoa busca de novas condições de equilíbrio pela rede dedrenagem.

Na maior parte dos casos os colúvios recobremapenas um nível de seixos basal, correspondentes aantigos depósitos de leito. Mas em algumas situações,o terraço apresenta perfís mais desenvolvidos, estandoparcialmente recoberto pelos colúvios em certos pontos.No vale do Córrego Topazinho é encontrado um dosperfis fluviais mais característicos, onde o terraço maisrecente apresenta o seguinte perfil (Figura 2–Seção 3 eFoto 3):

· nível basal de seixos de quartzo sub-arredondados,tamanho variando de 1 a 7 cm, com matriz de areiagrossa e presença de estruturas cruzadas acanaladas.Desnível de 60 cm para o canal. Espessura de 60 cm;

· a areia grossa esbranquiçada com grânulos e seixosesparsos de quartzo. Espessura de 60 cm;

· material areno-argiloso e às vezes muito argiloso,branco-acinzentado, orgânico, com grânulos de quartzo.Espessura de 60 cm;

· material areno-argiloso marrom-amarelado, comgradual redução de areia em direção ao topo. Espessurade 80 cm;

· material preto praticamente orgânico. Espessurade 1 m.

Foto 3: Terraço (T1) do córrego Topazinho.Photo 3: Topazinho river terrace (T1) .


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Neste caso, o terraço encontra-se com configuraçãotopográfica original relativamente bem preservada,apesar do intenso processo de dissecação posteriorrealizado pelo canal, permitindo o posicionamento dacalha a cerca de 2 m abaixo. Os depósitos evidenciamsedimentação sob ambiente de estabilidade na dinâmicafluvial, correspondente a curso meandrante com várzeabem desenvolvida para os padrões da região. Parece-nos que no vale do córrego Topazinho o último ciclode formação de terraços foi marcado por ambiente derelativa baixa energia, responsável por equilibradoencaixamento mas também por significativa dinâmicade migração lateral do canal.

Como resultado, foram geradas as sequênciasdeposicionais de várzeas (material argiloso a areno-argiloso). Como são encontrados no vale do córregoTopazinho dois terraços marcados por sequênciasdenunciadoras de ambientes de menor energia (emrelação às outras sequências aluviais da região),podemos novamente relacionar a sedimentação com areativação de estrutura geológica inferida de direçãoNW-SE, responsável pela formação de queda bruscano perfil longitudinal do canal, a jusante dos terraçosobservados. Esta falha funcionaria como soleiraestrutural, e ao gerar um nível de base local, represariaa drenagem e reduziria sua energia, facilitando oentulhamento.

No vale do córrego do Gil, próximo ao Barro Preto,foi encontrada uma rica sequência constituída dedepósitos aluviais e coluviais, demonstrando umadinâmica aluvial diferenciada (Figura 2–Seção 4 e Foto4). Inicialmente foi formado o nível de terraço T1,correlativo aos terraços mais recentes citados acima.Este constituí-se por nível basal de seixos de quartzodispostos sobre o embasamento, com espessura de 20cm a 1m, recoberto em sequência por areia grossa(camada com espessura de 20 cm) e argilaesbranquiçada (20 cm). Neste caso, não diferencia-sesubstancialmente dos anteriormente descritos.

Como também falado, o evento seguinte consistiudo recobrimento do terraço pelo colúvio rico em blocose matacões, mas neste caso, o recobrimento foisignificativamente mais extenso, demonstrando maiordinâmica dos movimentos de massa. Finalmente éencontrado, sobre o colúvio, a seguinte sequência aluvialdo terraço T2:

· nível basal de material silto-arenoso rosado, compequenos níveis de grânulos e estruturas acanaladas;espessura de 30 cm;

· areia grossa esbranquiçada a amarelada, comabundantes grânulos e seixos de quartzo e feldspato;espessura de 20 cm;

· lente de silte rosado; espessura de 10 cm;·Areia grossa esbranquiçada a marrom, com níveis

de grânulos e seixos de feldspato e raros de quartzo;espessura de 3 m.

Nota-se que após os eventos de instabilidademorfodinâmica, ocorreu marcante elevação do nível debase, provocando o recobrimento dos colúvios por novasequência fluvial. Seguiu-se outra fase de encaixamento,

posicionando a calha a cerca de 5 m da base do T2 e a20 cm da base do T1, gerando um nível basal de seixossub-arredondados de quartzo, com tamanho médio de1 cm. Esta foi a situação vigente até a intensificação damineração nos vales dos córregos do Gil, Faísca eCrisólita a partir dos anos 60.

Foto 4: Terraço na bacia do Córrego do Gil,expondo colúvios areno-argilosos com blocos ematacões, sotopostos por sequência fluvial com

fáceis de areia grossa.Photo 4: Terrace in the Córrego do Gil basin,showing sand-clayed colluvium with bouldersoverlaying by coarse sand fluvial sequence .

Através de evidências de campo e de informaçõesde garimpeiros e moradores da área, verificou-se que oleito do córrego elevou-se cerca de 3 m nos últimos 40anos, a partir do entulhamento com material arenoso.Atualmente, o leito posiciona-se no nível dos depósitoscoluviais, originalmente situados bem acima da calha.O intenso entulhamento refletiu as atividades damineração à montante, geralmente associadas aorevolvimento do leito e margens, e consequentementeao fornecimento de elevada carga sedimentar aos setoresfluviais de jusante. A dinâmica fluvial atual vem sendo,portanto, fortemente condicionada pela atividadeantrópica na área.


CONCLUSÕES

A partir de rupturas no perfil longitudinal dos cursosd’água, configuração espacial da rede de drenagem ealinhamentos de topos, pôde-se inferir diversosfalhamentos na região, principalmente de direção NW-SE e NE-SW, e secundariamente N-S. Não sãoencontrados na bibliografia, mapeamentos de detalheque representem o quadro estrutural da área, reforçandoa importância das inferências. Saadi, et al. (1991)propuseram que o compartimento morfotectônico daregião das bacias orientais de Minas Gerais, nos valesdos rios Doce e Jequitinhonha, é controlado por falhasde direções NNW-SSE e NE-SW. A primeira dessasdireções, coincidindo com a maior parte das falhasinferidas neste trabalho, teria se movimentado comcaráter transcorrente sinistral durante o Cenozóico.

As falhas inferidas são geralmente de grandesdimensões, estendendo-se para fora da região estudada.O alto vale do córrego do Gil, por exemplo, insere-seem uma destas falhas, apresentando-se fortementeretilíneo e encaixado.

Todas as ocorrências observadas dos colúviosdistribuem-se por trechos de vales cortados, a jusante,por falhas. A distribuição espacial dos colúviosencontrados, juntamente com as ocorrências aluviaisamostradas e estruturas inferidas permitiu a elaboraçãodo mapa morfoestrutural e das formações superficiaisda área (Fig. 3). No caso dos vales do córrego Topazinhoe Topazão, onde verifica-se a ocorrência de colúvio eterraços espessos indicadores de ambientes sin-deposicionais de baixa energia, também ocorre apresença de falha a jusante. Todo o vale do ribeirãoSantana, coletor do córrego do Gil, encontra-senitidamente condicionado por extenso falhamento dedireção N-S. Consequentemente, toda a drenagem dabacia do córrego do Gil, e portanto, do Barro Preto,deve ser controlada pela dinâmica da falha (Figura 3).

Não podemos resistir a propor que os grandeseventos de instabilidade morfodinâmica ao longo doCenozóico foram condicionados pelas reativaçõesdestas citadas falhas, provocando o rebaixamentocíclico do nível de base e o encaixamento aceleradodas calhas fluviais. A reativação estaria associada aciclos de instabilidade tectônica, quando o escudocristalino sofreria maior soerguimento. O lento econtínuo soerguimento epirogenético vigente no escudobrasileiro, seria portanto, interrompido por pulsos derelativo desequilíbrio, podendo ser interpretados comoeventos cíclicos de instabilidade morfodinâmica, masnão necessariamente caóticos na história geológica dopaís.

Influências tectônicas cenozóicas na evoluçãogeomorfológica do estado têm sido verificadas atravésde estudos de caráter regional (Saadi, 1991). Resultadosde estudos geomorfológicos na Região Metropolitanade Belo Horizonte, sul de Minas Gerais e Vale doJequitinhonha permitem relações com a área estudada(Magalhães Jr & Saadi, 1994ab; Magalhães Jr. &

Trindade, 1996 e 1997; Moreira, 1997; Marques, 1997).Períodos de intensificação do lento soerguimento

do escudo brasileiro têm possibilitado a geração deterraços escalonados, como os encontrados no vale docórrego Topazinho.

Soerguimentos diferenciais de blocos podem gerarsignificativa compartimentação morfológica, e fortesdesnivelamentos topográficos. Neste caso, podemosrefletir sobre as altitudes marcantemente mais elevadasdos topos da porção ocidental da área estudada, ondepodem atingir 1.140 m, em contraste com a médiaregional de 750 m. Podemos também questionar apresença de zonas com nítido grau de dissecação maiselevado do que o restante da área. Torna-se de sumointeresse, que duas destas áreas estejam perfeitamentelimitadas por falhamentos de direção NW-SE.

Reativações tectônicas estão geralmente associadasà movimentação de extensos falhamentos transcorrentesque limitam blocos de comportamento diferenciado.

Neste caso, poderíamos sugerir a sucessão inter-relacionada de eventos cenozóicos, que explicariam oatual modelado e a ocorrência dos eventos de“desequilíbrio morfodinâmico” na área (Fig. 4):

- formação de espessos mantos de intemperismo sobclima úmido, sendo marcados por meteorizaçãoesferoidal intensa e abundância de “corestones” sub-arredondados;

- reativação de extensos falhamentos pré-cambrianosde caráter principal transcorrente de direção geral NW-SE, NE-SW e N-S, condicionada pela intensificaçãodo soerguimento regional e possivelmente porsoerguimentos diferenciais de blocos;

- encaixamento acelerado e consequenterebaixamento dos níveis de base dos cursos d’água aolongo dos quais foram encontrados os colúvios. No casoda bacia do córrego do Gil e da drenagem do BarroPreto, o nível de base compreende o ribeirão Santana;

- intensificação do encaixamento das calhas fluviaisdas bacias condicionadas pelos níveis de baserebaixados;

- geração de elevados gradientes nas encostas, fatoainda verificado no modelado atual, o que condicionapredomínio da erosão sobre a pedogênese;

- ativação de extensos movimentos de massa,principalmente deslizamentos e fluxos por vezesassociados a leques aluviais e queda de blocos, com aremoção do manto de intemperismo e a exposição derocha são em extensos trechos das encostas.Posteriormente, os elevados gradientes das encostas nãofavoreceram a recomposição do manto intemperizado;

- formação de grandes anfiteatros, com destaquepara o do Barro Preto, modificando toda a organizaçãoespacial da rede de drenagem, incluindo capturasfluviais, redirecionamento de canais e formação denovas cabeceiras;

- entulhamento dos fundos de vale pelos colúvios,recobrindo terraços; no vale do córrego do Gil, as calhasfluviais instalam-se sobre os colúvios gerando novassequências aluviais;


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3.


- dissecação dos depósitos, por nova fase derebaixamento do nível de base; são gerados terraçossuperpostos aos colúvios dissecados no vale do córregodo Gil, enquanto a calha fluvial posiciona-se quase nomesmo nível dos antigos depósitos aluviais soterrados;

- controle da dinâmica deposicional fluvial atual pelaatividade antrópica (mineração).

Os resultados podem auxiliar as discussões sobreciclos geomorfológicos, estabilidade morfodinâmica einterrupções no estado de equilíbrio das paisagens,trazendo argumentos adicionais para as bruscas (ecíclicas?) mudanças na configuração dos modeladosterrestres pela ativação dos processos tectônicos. Esteseventos de desequilíbrio não estão associados apenas àativação de movimentos de massa e reajuste da rede dedrenagem, mas também à intensificação dos processoserosivos e surgimento de voçorocamentos, comoverificado no médio vale do rio Paraíba do Sul porMoura et al. (1992).

Não foram encontradas evidências de mudançasclimáticas na área, e se as mesmas ocorreram, nãodeixaram reflexos impressos na paisagem. As atuaiscaracterísticas geomorfológicas da área (vales muito

encaixados, encostas íngremes, abundantesdesnivelamentos, manto de intemperismo poucosignificativo) devem ainda refletir os eventos tectônicosque motivaram os grandes movimentos de massa, sejaporque os condicionantes ainda podem estar presentesou porque a paisagem não teve tempo para se“reequilibrar”.

Tanto na perspectiva cíclica (visão davisiana) ou naacíclica (abordagem de Penck), os eventos de“desequilíbrio geomorfológico” podem ser inseridos nasdiscussões sobre evoluções das paisagens, podendorepresentar, respectivamente, marcos de início de cicloserosivos ou eventos de maior intensificação dasconstante influências tectônicas. “Por mais coerentesque sejam as proposições davisianas no quadro deconvenções admitidas pelo seu autor, é absolutamenteindispensável demarcar os limites do campo deaplicação da teoria cíclica. Por mais contestáveis quesejam as proposições de Penck sobre a evoluçãoascendente, é necessário levar em conta a interferênciados movimentos tectônicos sobre a dinâmica da erosãoem todos os momentos do processo da morfogênese”(Klein, 1990 a).

Figura 4: Esquema da evolução geomorfológica da área rochosa a pouco intemperalizada.

Figure 4: Schematic geomorphic evolution of the area.


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Agradecimentos: ao engenheiro geólogo JorgeRaggi pela oportunidade de realização deste trabalho;ao geólogo Ronald Fleisher e ao prof. Dr. Allaoua Saadi,pelas relevantes contribuições ao trabalho; aos Srs.Agenor Tavares e Clemente Duarte pela viabilizaçãodos trabalhos de campo.

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