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.