1 - Neotectônica: uma abordagem conceitual

O termo neotectônica não apresenta ainda unanimidade, tendo sido empregado pela primeira vez na literatura pelo geólogo soviético OBRUCHEV (1948, apud SUGUIO & MARTIN, 1996). Esse autor definiu a neotectônica como sendo todo o movimento da crosta terrestre ocorrido entre o Terciário Superior (Mioceno e Plioceno) e o Quaternário, tendo, dessa forma, um papel importante na configuração dos relevos contemporâneos.

Ainda tendo como base o critério de temporalidade, JAIN (1980, citado por PIRES NETO, 1991), distingue os movimentos neotectônicos, em movimentos contemporâneos e movimentos novíssimos. Os primeiros são os que se manifestam durante tempos históricos até o presente, e abrangem um espaço temporal de 6 mil anos, o que permite inclusive, observações diretas e instrumentais. Os movimentos novíssimos são aqueles ocorridos do Neógeno ao Quaternário, e condicionaram a evolução do modelado do relevo. O início dessa fase não é homogêneo em todos os territórios e o seu tempo oscila desde os fins do Eoceno até o Mioceno Superior.

A importância referente ao intervalo temporal dada nas conceituações acima não é corroborada por todos os pesquisadores, sendo atualmente mais aceita a definição da INQUA (International Union for Quaternary Research), que define a neotectônica como

“quaisquer mo vimentos ou deformação do nível geodésico de referência, seus mecanismos, sua origem geológica, independentemente da sua idade”.

A controvérsia gerada a partir da abordagem acima, comumente adotada, é dada pela impossibilidade de tratar a neotectônica como evento geológico único a nível global. O arranjo diferencial das placas litosféricas e o próprio arcabouço estrutural dos continentes geram zonas com estágios diferenciados de tensões associadas às suas próprias evoluções tectônicas. Com base nessas premissas, PAVLIDES (1989) considera as características de cada ambiente geológico para definir o intervalo temporal de cada evento neotectônico.

No Brasil, as primeiras abordagens referentes à neotectônica foram feitas por geomorfólogos, sendo o pioneiro DE MARTONNE (1950), ao estudar as escarpas da Serra do Mar na região de Cubatão. FREITAS (1951) destaca que a conformação do relevo brasileiro, representado por muralhas (horsts), fossas (grabens) e os vales de afundamento (rift valleys), são evidências de uma tectônica cenozóica. Trabalhos posteriores, igualmente pioneiros, como os de KING (1956), TRICART & SILVA (1968) e PONTE (1969), analisaram a evolução da paisagem associando ciclos erosivos ligados à atividade paleoclimática a um tectonismo cenozóico.

A despeito das evidências neotectônicas como agente importante, se não determinantes, na elaboração dos principais traços do relevo brasileiro, nunca foram amplamente aceitas por geomorfólogos brasileiros, por seguirem correntes de pensamento associadas à Geomorfologia Climática. Estes pesquisadores sempre atribuíram aos agentes paleoclimáticos a configuração do relevo brasileiro, por meio de superfícies de aplainamento. Estas foram vinculadas a episódios glaciários/interglaciários das altas latitudes e supostos equivalentes semi-áridos/úmidos nos trópicos, como proposto por AB’SABER (1949), AB’SABER (1957), AB’SABER (1969), BIGARELLA & MOUSINHO (1965); BIGARELLA, MOUSINHO & SILVA (1965), BIGARELLA (1971); JUSTUS et al. (1985), e outros. Por outro lado, a neotectônica foi associada às tensões distensivas, consideradas ainda residuais, da abertura do Atlântico Sul, e somente na última década a ocorrência de tensões compressivas foram também consideradas entre os pesquisadores, dentre os quais se destaca LIMA (1999), em sua recente tese de doutorado.

A dificuldade em aceitar a influência da neotectônica na elaboração do modelado brasileiro está relacionada à antiguidade da estrutura geológica brasileira e à suposta estabilidade cratônica do território. Com base nestes pressupostos, os falhamentos hoje verificados, assim como as anomalias do relevo, são resultantes de

uma paleotectônica que exerceu um importante papel na evolução do modelado brasileiro, na medida em que condicionou os processos de erosão diferencial.

A abordagem neotectônica despertou maior interesse a partir da década de 70, devido à implantação de grandes obras de engenharia (usinas hidrelétricas e nucleares) e aos estudos de Geologia Regional, entre os quais se destacam os de HASUI &

PONÇANO (1978) e ALMEIDA (1981). HASUI (1990) introduziu o conceito de tectônica ressurgente no Brasil, e permitiu dessa forma uma abordagem mais sistematizada da neotectônica, através da análise de zonas de fraqueza crustal, representadas por falhas que condicionaram o quadro geomorfológico do Brasil.

Atualmente, a relação da configuração do relevo com a neotectônica é consenso entre diversos pesquisadores, conforme já destacado por SAADI (1993), que não leva em conta a idade das feições estudadas, a qual poderia remontar a até 10⁷ anos. LIMA (2000) elaborou uma revisão do neotectonismo no litoral das regiões Sudeste e Nordeste do Brasil, destacando a influência das geossuturas pré-cambrianas na formação das zonas sismogênicas e a relação entre a movimentação da placa sul-americana para W/NW e o tectonismo no território brasileiro.

As dificuldades de análise dos processos tectônicos variam conforme o contexto geológico-estrutural analisado, sendo, por esta razão, evidentes as conseqüências do diastrofismo nas zonas de cinturões orogênicos. Tais evidências podem ser observadas no relevo característico de cordilheira, onde se verificam dobramentos e falhamentos associados. Porém, nas zonas cratônicas e de bacias sedimentares, como no caso do território brasileiro, os eventos neotectônicos são identificados após uma análise minuciosa das anomalias de drenagem e dos alinhamentos de relevos, e mais raramente através de falhas, dobras e sismicidade.

SAADI (2001) destaca alguns fatores que dificultaram a incorporação dos estudos da neotectônica no Quaternário Brasileiro. São eles: a falta de influência direta das glaciações quaternárias no interior dos continentes, nas regiões de baixas latitudes, o caráter predominantemente erosivo da morfogênese quaternária, o papel homogenizador exercido pelo intemperismo químico sobre os registros sedimentares e a baixa atividade neotectônica no território brasileiro.

A despeito de todas as dificuldades de análise dos processos neotectônicos, principalmente em contextos geológicos e climáticos como o brasileiro, a

Geomorfologia Tectônica fornece importantes linhas de pesquisas dentre as quais EMBLETON (1987) destaca:

- o estudo do relevo, como as linhas de costa e os terraços fluviais, como indicador de falhamentos ou basculamento;

- a análise das deformações a que as superfícies de aplainamento foram submetidas durante sua evolução;

- o estudo do relevo resultante de terremotos recentes e contemporâneos, tais como escarpas de falhas e movimentos de massa;

- a análise de indicadores geomorfológicos para prognosticar terremotos.

PANIZZA et al. (1987) ilustram diversos métodos de análise geomorfológica e morfotectônica, focalizando diferentes aplicações práticas do estudo da neotectônica.

O impacto do tectonismo sobre as formas do relevo em escala continental e regional é bem conhecido (OLLIER, 1981). Contudo, um crescente número de estudos tem mostrado que a tectônica também exerce uma decisiva influência sobre geoformas em escalas locais, tais como: leques aluviais (HOOKE, 1972), escarpas (BULL &

McFADDEN, 1977), arquitetura aluvial (OUCHI, 1985 e ALEXANDER & LEEDER, 1987), deslizamentos (ALEXANDER & FORMICHI, 1993), e cobertura pedológica (GUGALINSKAYA & ALIFANOV, 1996).

Os controles tectônicos sobre a arquitetura aluvial, em que se incluem a sedimentação aluvial e o comportamento dos cinturões de meandros, podem ser observados em muitos cenários tectônicos. ALEXANDER & LEEDER (1987) consideram que os efeitos de soerguimento e subsidência controlam a distribuição tridimensional das fácies sedimentares em três situações básicas: 1) a forma, tamanho e orientação da bacia; 2) a altura local das áreas fontes de sedimentos e as taxas de erosão, que influenciam na taxa de sedimentação; 3) a topografia da superfície das planícies aluviais, que por sua vez acaba afetando o modelado do canal. Os referidos autores ainda consideram em muitos cenários tectônicos, que a associação e a distribuição das fácies são também controladas pela geologia da área fonte, pela eustasia e pelo clima.

A despeito do significado prático da compreensão da atividade tectônica, poucos pesquisadores consideram seus efeitos em canais fluviais (WELCH, 1973; ADAMS, 1980; RUSS, 1982; BURNETT & SCHUMM, 1983; BISHOP, 1995; SCHUMM, 1986, 2000), e como estes podem ser usados na interpretação da atividade tectônica. A pouca atenção dada aos efeitos da atividade tectônica sobre os canais fluviais pode ser

atribuída à dificuldade em distinguir os efeitos das variações da descarga a jusante, da carga sedimentar, do tipo de sedimento transportado no canal e da geologia local daqueles processos resultantes da atividade tectônica.

A ação dos agentes erosivos faz desaparecer grande parte das evidências antigas e recentes da atividade tectônica, porém DEFFONTAINES (1987, apud FERREIRA, 2001) acredita que estas deformações deixam traços na paisagem, cuja reconstituição é possibilitada pelo estudo da drenagem e das superfícies topográficas.

Segundo DEFFONTAINES et al. (1993), as anomalias de drenagem evidenciam feições produzidas por atividade neotectônica, principalmente aquelas causadas por falhamentos, já que os sistemas fluviais são os elementos da paisagem mais sensíveis e capazes de ajustar-se às deformações tectônicas. O referido autor lista diversas anomalias de drenagem indicadoras de atividade neotectônica:

- alterações locais do padrão de drenagem e do próprio canal;

- ângulo de confluência de canais, quando associado com meandros, pode indicar zona deprimida na planície fluvial, quando o meandro faz ângulos de 60° e localmente até 120°;

- padrões divergentes de drenagem indicadores de zonas elevadas;

- direções de fluxos fluviais contrárias à linha costeira.

As anomalias de drenagem são definidas por HOWARD (1967) como sendo discordâncias locais da drenagem regional e/ou dos padrões de canais (FIGURA X.1).

Esses elementos quando analisados isoladamente ou em conjunto, indicam desvios topográficos ou estruturais. As anomalias destacadas pelo autor são: retilinidade, ocorrência localizada e abrupta de meandros, meandros comprimidos, entrelaçamento abrupto e localizado, estreitamento ou alargamento de vales, represamentos de pântanos, preenchimento aluvial e curvas e voltas abruptas na drenagem.

BISHOP (1995) analisa os diferentes padrões de rearranjo da drenagem apresentando conceitos para o tipo captura, desvio e decapitação (FIGURA X.2).

Segundo o autor, a captura de drenagem ocorre através de um sistema fluvial adjacente, cuja erosão se processa a partir das cabeceiras. O desvio constitui um redirecionamento do canal em direção a uma bacia limítrofe, ocasionado pelos seguintes fatores: ruptura do divisor, tectonismo (incluindo basculamento e domeamento etc.) ou avulsão catastrófica por fluxos de alta magnitude. A decapitação, segundo o referido autor,

representa a incorporação de uma microbacia para uma bacia adjacente. Tal processo pode relacionar-se ao recuo de escarpas, podendo deixar feições como vales suspensos truncados.

OUCHI (1985) estudou experimentalmente os efeitos do soerguimento e do abaixamento tectônico nos canais meandrantes e anastomosados (FIGURA X.3). Esta proposta, em comparação com a da área em estudo, corresponde ao efeito do soerguimento em canais meandrantes. Segundo o autor, para este caso em específico, a resposta ao soerguimento foi o aumento da sinuosidade do talvegue na parte jusante deste soerguimento, bem como a erosão dos bancos, o crescimento das barras em pontal e a remoção da argila. A montante do eixo do soerguimento forma-se uma zona de canais reticulados associada à deposição de argila (FIGURA X.3).

FIGURA X.2 - Em (A) padrão de drenagem do tipo captura (piracy). Em (B) padrão do tipo . A - Em (a) ocorre formação de “ ”, (b - c) capturas através de invasão lateral de uma bacia adjacente ou através de extensão de cabeceira de um tributário (b) ou migração lateral de um rio para capturar um tributário adjacente (c).

B - Em (a) desenvolvimento de “ ” e (b) deslocamento para uma bacia de drenagem adjacente (BISHOP, 1995).

“diversion” barbed drainage

barbed drainage

Em contrapartida, com a subsidência ocorreu aumento da sinuosidade na parte a montante, acompanhado de erosão dos bancos e crescimento de barras em pontal. A jusante do eixo de subsidência também se formou uma zona de canais reticulados, associada à deposição de argila (FIGURA X.3). O referido autor concluiu que os rios respondem a movimentos tectônicos ativos de diversas maneiras, dependendo do tipo de deformação e dos mesmos rios.

OUCHI (op. cit.) ainda destaca as diferentes formas que um vale aluvial pode assumir a partir de movimentação tectônica. Os deslocamentos podem se realizar a partir de falhamentos, dobramentos ou basculamentos (FIGURA X.4). No primeiro caso, as falhas laterais levam ao deslocamento de canais (FIGURA X.4A), e as falhas verticais podem produzir uma elevação ou diminuição no gradiente, conforme ocorra movimentação positiva ou negativa de blocos (FIGURAS X.4B e X.4C). O efeito do

deslocamento vertical pode ser semelhante num dobramento, como se pode observar nas dobras monoclinais das FIGURAS X.4F e X.4G.

FIGURA X.3- Ajustes tectônicos de rios meandrantes de carga mista (A) e de carga suspensa (B). Soerguimento anticlinal (a) e subsidência sinclinal (b) na parte mediana do canal. (Ouchi 1985)

Pares de falhas podem produzir horsts e grabens, aumentando e reduzindo o gradiente do vale (FIGURAS X.4D e X.4E), que terão o mesmo efeito dos domos e anticlíneos ou bacias e sinclíneos (FIGURAS X.4H e X.4I). Adicionalmente a todas essas feições estruturais, o vale inteiro pode ser basculado a montante ou a jusante, ou a inclinação pode cruzar o vale em qualquer direção da planície de inundação (FIGURAS X.4J, K e L).