AN ´ ALISE DIGITAL DE TERRENO DO CENTRO-LESTE BRASILEIRO

UNIVERSIDADE DE S˜AO PAULO INSTITUTO DE GEOCIˆENCIAS

AN ´ ALISE DIGITAL DE TERRENO DO CENTRO-LESTE BRASILEIRO

Carlos Henrique Grohmann

Orientador: Claudio Riccomini

TESE DE DOUTORAMENTO

Programa de P´os-Gradua¸c˜ao em Geoqu´ımica e Geotectˆonica

S˜AO PAULO

2008

Grohmann, Carlos Henrique

Análise digital de terreno do centro-leste brasileiro / Carlos Henrique Grohmann. – São Paulo, 2008.

xv, 189 f. : il. + anexos.

Tese (Doutorado) : IGc/USP Orient.: Riccomini, Claudio

1. Geoprocessamento 2. Geomorfologia 3. Software livre 4. Brasil 5. Análise digital de terreno I.

Título

A viagem n˜ao acaba nunca. S´o os viajantes acabam. E mesmo estes podem prolongar-se em mem´oria, em lembran¸ca, em narrativa. Quando o viajante se sentou na areia da praia e disse: “N˜ao h´a mais que ver”, sabia que n˜ao era assim.

O fim duma viagem ´e apenas o come¸co doutra. ´ E preciso ver o que n˜ao foi visto, ver outra vez o que se viu j´a, ver na Primavera o que se vira no Ver˜ao, ver de dia o que se viu de noite, com sol onde primeiramente a chuva ca´ıa, ver a seara verde, o fruto maduro, a pedra que mudou de lugar, a sombra que aqui n˜ao estava. ´ E preciso voltar aos passos que foram dados, para os repetir, e para tra¸car caminhos novos ao lado deles. ´ E preciso recome¸car a viagem. Sempre.

Jos´ e Saramago

i

Resumo

A an´alise digital de terreno, tamb´em chamada de modelagem digital de terreno ou geo- morfometria, ´e uma disciplina que faz uso de ferramentas das ciˆencias da Terra, matem´atica, engenharia e ciˆencia da computa¸c˜ao para a quantifica¸c˜ao de vari´aveis e parˆametros relacio- nados `a superf´ıcie topogr´afica.

Atualmente, o ´unico produto dispon´ıvel para o estudo de formas de relevo em escala de semi-detalhe a regional, com cobertura quase global e produzido segundo uma ´unica meto- dologia, portanto livre dos problemas encontrados em produtos cartogr´aficos (qualidade dos mapa, disponibilidade, escala adequada ao estudo etc), ´e o modelo de eleva¸c˜ao Shuttle Radar Topography Mission (SRTM).

Este trabalho visou o estudo do relevo da regi˜ao centro-leste brasileira por meio da carac- teriza¸c˜ao morfom´etrica de modelos de eleva¸c˜ao e da integra¸c˜ao entre dados morfom´etricos, termocronol´ogicos e geof´ısicos, bem como a avalia¸c˜ao da validade do uso de superf´ıcies aplai- nadas em correla¸c˜oes estratigr´aficas regionais.

Perfis morfol´ogicos e mapas de orienta¸c˜ao de vertentes evidenciam uma estrutura¸c˜ao N-S das grandes formas de relevo do centro-leste brasileiro, al´em da presen¸ca de uma organiza¸c˜ao NW-SE das formas de relevo menores, principalmente na regi˜ao sudeste, mas observ´avel por toda a ´area de estudo.

A distribui¸c˜ao espacial dos dados termocronol´ogicos existentes no Brasil ´e bastante hete- rogˆenea, com amostragem concentrada nas regi˜oes sul-sudeste e nordeste. Os dados da regi˜ao sudeste mostram que a ruptura continental n˜ao aparece como o evento de resfriamento mais importante, que ´e marcado pelo grande n´umero de amostras com idades tra¸cos de fiss˜ao (TF) entre 60 e 80 Ma e que pode ser visto como um evento de soerguimento regional (acompanhado de intensa denuda¸c˜ao), dada a varia¸c˜ao das eleva¸c˜oes das amostras nessa faixa de idade. A tendˆencia de que amostras mais distantes da costa apresentem idades TF mais antigas ´e sutil.

Os dados da regi˜ao nordeste mostram uma tendˆencia mais clara de aumento da idade com a distˆancia da costa e um conjunto de amostras com idades ao redor de 100 Ma pode ser relacionado ao evento de ruptura continental.

De maneira geral, a an´alise morfom´etrica n˜ao permitiu a identifica¸c˜ao de extensas su- perf´ıcies de aplainamento na ´area de estudo. As ´areas essencialmente planas (com topografia muito suave) est˜ao relacionadas a plan´ıcies aluviais (rios S˜ao Francisco, Araguaia, Tocan- tins), a bacias sedimentares cret´aceas (Chapad˜ao Ocidental da Bahia, Chapada do Araripe, Bacia Bauru) e a bacias paleoz´oicas com cobertura cret´acea (Bacia dos Parecis), onde con- figuram superf´ıcies estruturais, concordantes com a disposi¸c˜ao sub-horizontal das camadas.

Nas regi˜oes de escudo pode-se identificar algumas ´areas de relevo suave, por´em de extens˜ao restrita.

A grande extens˜ao das superf´ıcies estruturais associadas `as bacias sedimentares cret´aceas

parece ter levado v´arios autores `a falsa impress˜ao de continuidade pret´erita dessas superf´ıcies,

hoje isoladas. Este fato, somado `as inferˆencias de “superf´ıcies cimeiras” com base no aparente nivelamento de topos de morros em terrenos cristalinos, tamb´em levou diversos autores a proporem a extens˜ao de superf´ıcies de aplainamento at´e a regi˜ao pr´oxima da costa Atlˆantica.

A integra¸c˜ao entre dados morfom´etricos, termocronol´ogicos e geof´ısicos n˜ao suporta a validade do uso de superf´ıcies aplainadas em correla¸c˜oes estratigr´aficas de ˆambito regional.

Entretanto, admite-se a aplicabilidade, em escala local, da correla¸c˜ao entre n´ıveis morfol´ogicos distintos.

As t´ecnicas morfom´etricas empregadas neste estudo se mostram v´alidas n˜ao apenas para

o estudo da superf´ıcie topogr´afica, mas tamb´em de superf´ıcies soterradas e de sua paleoge-

ografia. A disponibilidade de modelos de eleva¸c˜ao gerados por sensoriamento remoto per-

mite o emprego da an´alise digital de terreno em escalas local a global, com amplo leque de

aplica¸c˜oes, n˜ao apenas no estudo das formas de relevo terrestres, mas tamb´em de outros

corpos planet´arios.

iii

Abstract

Digital terrain analysis, or geomorphometry, is the practice of ground-surface quantifica- tion, through the application of techniques in Earth sciences, mathematics, engineering and computer science.

The Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) digital elevation model (DEM) is cur- rently the only near-global data available to perform local to regional-scale landform analysis.

The production of a DEM using a single technique, radar interferometry, means that there is consistency in quality, availability and scale.

This work focuses upon the study of landforms in central-eastern Brazil by means of morphometric characterization of DEMs and integration between morphometric, thermoch- ronologic and geophysical data, as well as an evaluation of the validity of use of flat surfaces in regional stratigraphic correlations.

Morphological profiles and aspect maps show a N-S trend of the major landforms of central-eastern Brazil, while smaller landforms have a NW-SE organization, better observed in the southeast region, but visible throughout the study area.

The spatial distribution of thermochronological data in Brazil is highly heterogeneous, with samples clustered in the south-southeast and northeast regions. Data from the southeast region does not show continental break-up as the main cooling event, which is identified by the large number of samples with fission-track ages (FT) between 60 and 80 Ma and that can be seen as a regional uplift event (followed by intense denudation), given the elevation range of the samples in this time span. There is a subtle trend of older FT ages from the coast towards the interior.

The trend of older FT ages as distance from the coast increases is better represented in data from the northeast region. Samples with ages around 100 Ma can be related to the continental break-up.

Morphometric analyses did not allowed the identification of vast erosional planation sur- faces in the study area. Areas with a very smooth topography are related to alluvial plains (S˜ao Francisco, Araguaia and Tocantins rivers), Cretaceous sedimentary basins (Chapad˜ao Ocidental da Bahia, Chapada do Araripe, Bauru Basin) and Paleozoic basins with Cretaceous cover (Parecis Basin) where the surface follows the subhorizontal bedding. In shield regions, several low-relief areas can be identified, although they are small in extent.

The large extent of low-lying surfaces associated with Cretaceous sedimentary basins has lead several authors to suggest that these – presently isolated – surfaces were continuous.

This, added to inferences of “summit levels” based on the apparent levelling of hilltops in

crystalline terrains, has also lead several authors to suggest that the planation surfaces extend

close to the Atlantic shore.

The integration of morphometric, thermochronologic and geophysical data does not sup- port the validity of use of flat surfaces in regional stratigraphic correlations. However, corre- lation between distinct morphological levels, at a local scale, is suitable.

The morphometric techniques used in this study are valid not only for the analysis of

topographic surfaces, but also of buried surfaces and their palaeogeography. The availability

of remote sensing generated elevation data allows the application of digital terrain analysis

from local to global scales, with a range of applications, not only in the study of terrestrial

landforms, but also of other planetary bodies.

v

Agradecimentos

Talvez uma das etapas mais dif´ıceis de uma tese seja justamente escrever os agradecimentos. N˜ao no sentido de que vocˆe n˜ao sabe o que escrever ou porque precisa repensar uma frase diversas vezes at´e ter certeza (ou quase) de que as id´eias est˜ao concatenadas e bem explicadas, mas simplesmente porque s˜ao muitas pessoas que contribu´ıram com a tese, de uma maneira ou de outra, e vocˆe tem certeza que vai esquecer de algu´em. Isso ´e um fato comprovado por todos que j´a passaram pela experiˆencia. Mas, afinal, sempre d´a pra apelar ao velho truque do “...e a todos aqueles que eu esqueci...”

Em primeiro lugar agrade¸co `a minha fam´ılia (agora um pouquinho maior), que sempre esteve ao meu lado durante todos esses anos aqui na USP.

Ao professor Claudio Riccomini, pela amizade, apoio, orienta¸c˜ao nesta tese, conselhos diversos e constante companheirismo em todos os momentos, na Geo, em campo ou no “escrit´orio”.

`A FAPESP pela concess˜ao da bolsa de doutorado (proc. 04/06260-5), ao Programa de P´os- Gradua¸c˜ao em Geoqu´ımica e Geotectˆonica pelos aux´ılios para participa¸c˜ao em eventos cient´ıficos no exterior, `a CAPES pela concess˜ao de bolsa de doutorado-sandu´ıche, realizada junto `a Kingston University London (Inglaterra).

A Mike J. Smith, pela amizade e orienta¸c˜ao durante o per´ıodo do est´agio na Inglaterra.

Ao professor Roger Bivand, da Norwegian School of Econmics and Business Administration (NHH), por ter me ajudado a participar da conferˆencia statGIS, em Klagenfurt (´Austria) e ao professor J¨urgen Pilz, da comiss˜ao organizadora, pelo apoio recebido.

Ao ge´ologo Dr. Silvio Hiruma, do Instituto Geol´ogico de S˜ao Paulo por ter cedido o banco de dados termocronol´ogicos de sua tese. Ao Prof. Dr. Marcelo Assump¸c˜ao do IAG-USP por ter cedido os dados de espessura crustal.

A todos amigos de al´em-mar, que tive o prazer de conhecer em eventos cient´ıficos internacionais, ou apenas por e-mail, mas que sempre me ajudaram com discuss˜oes e id´eias: Igor Florinsky, Brian Lees, John Lindsay, Peter Shary, George Miliaresis, Stephanie Melles, Didier Leibovicic, Olivier Baumme, Paul Hiemstra, Markus Neteler, Hamish Bowman, Dylan Beaudette, Michael Summerfield e Kerry Gallagher.

Aos bons amigos a amigas: Andr´e Sawakuchi, Frederico Faleiros, S´ergio W.O. Rodrigues, Arthur V. Fosse, Leonardo Cury, Samar Steiner e L´ıgia, Lucas Warren, Fernando Roldan, Let´ıca Vicente, Fernanda Quaglio, Marlei Chamani, Marcelo Janu´ario, Renato Henrique Pinto, Daniel Pegmatito, Andres e Paula, Carlos Maldaner, Ingo Lalas, Claudio Genthner, Marina Loeb, J´u, Ilana, Gringo, Flavio, Ericsson Igual, Augusto Auler, Bedu Piva, Cassiana, Lu Alt, Dennis, Allan, Karen, Patricia e tantos mais.

A todos os professores com quem trabalhei desde a gradua¸c˜ao, que me ensinaram e influenciaram, cada qual a seu modo: Paulo Giannini, Claudio Riccomini, Ivo Karmann, Hans Schorscher, Mario Campos Neto. E aos professores que sempre me ajudaram durante os anos: Ginaldo Campanha, Rˆomulo Machado, Renato Paes de Almeida, Romalino Fragoso-C´esar, Oswaldo Siga J´unior.

Aos funcion´arios do IGc-USP, porque sem eles ficava dif´ıcil, principalmente: Tadeu Caggiano, Ana Paula Cabanal, Magali Rizzo, Henrique, Jos´e Carlos, Wagner e Tia Selina.

E, ´e claro, a todos aqueles que eu esqueci.

Sum´ ario

Resumo . . . . i

Abstract . . . . iii

Agradecimentos . . . . v

Sum´ario . . . . vii

Lista de Figuras . . . . ix

Lista de Tabelas . . . . xv

1 Introdu¸c˜ao 1 1.1 Apresenta¸c˜ao ao tema . . . . 3

1.2 Objetivos e Metas . . . . 5

1.3 Materiais e m´etodos . . . . 6

1.4 Apoio financeiro . . . . 8

1.5 ´Area de estudo . . . . 8

2 Revis˜ao bibliogr´afica 11 2.1 Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento . . . 13

2.1.1 Equil´ıbrio e evolu¸c˜ao de formas de relevo . . . . 13

2.1.2 O modelo de Davis – Peneplana¸c˜ao . . . . 14

2.1.3 O modelo de Penck . . . . 17

2.1.4 Pediplana¸c˜ao – O modelo de King . . . . 20

2.1.5 O modelo de B¨udel . . . . 21

2.1.6 A influˆencia da Geomorfologia Clim´atica . . . . 23

2.1.7 O modelo de equil´ıbrio dinˆamico de Hack . . . . 24

2.1.8 Equil´ıbrio dinˆamico metaest´avel . . . . 26

2.1.9 Sensibilidade da paisagem . . . . 26

2.1.10 Evolu¸c˜ao do relevo em margens passivas . . . . 29

2.2 Superf´ıcies de aplainamento e evolu¸c˜ao do relevo brasileiro . . . . 35

2.2.1 Idade da Superf´ıcie Sul-Americana . . . . 38

2.3 Termocronologia por tra¸cos de fiss˜ao em apatitas . . . . 41

2.4 Modelos Digitais de Eleva¸c˜ao . . . . 45

2.4.1 Modelos de Eleva¸c˜ao SRTM . . . . 46

2.5 Rugosidade de relevo . . . . 51

2.5.1 Abordagens ao problema . . . . 51

2.5.2 S´ıntese . . . . 63

3 Modelagem num´erica de terreno e an´alise morfom´etrica 65 3.1 Interpola¸c˜ao de modelos de relevo por krigagem . . . . 67

3.2 An´alise de rugosidade de relevo em multi-escala . . . . 68

3.2.1 ´Area de estudo e dados de eleva¸c˜ao . . . . 69

3.2.2 Resultados . . . . 71

3.2.3 Discuss˜ao . . . . 78

3.2.4 Conclus˜oes . . . . 82

3.3 An´alise morfom´etrica do embasamento da Bacia Bauru (SP) . . . . 84

3.4 An´alise morfom´etrica da captura do Rio Tietˆe pelo Rio Para´ıba do Sul . . . . 86

3.5 An´alise morfotectˆonica do Maci¸co Alcalino de Po¸cos de Caldas . . . . 88

3.6 An´alise de lineamentos . . . . 90

3.7 Perfis em varredura . . . . 95

3.8 An´alise morfom´etrica regional . . . 104

3.8.1 Processamento dos dados . . . 104

3.8.2 Declividade m´edia . . . 111

3.8.3 Rugosidade de relevo - desvio padr˜ao da declividade . . . 114

3.8.4 Desnivelamento altim´etrico . . . 117

3.8.5 Orienta¸c˜ao de vertentes . . . 120

3.8.6 Integral hipsom´etrica . . . 123

3.9 An´alise de isobases em escala regional . . . 126

3.10 An´alise regional de dados termocronol´ogicos . . . 133

3.10.1 Compila¸c˜ao dos dados . . . 133

3.10.2 Tratamento dos dados . . . 133

3.10.3 An´alise de superf´ıcies de tendˆencia . . . 140

3.11 Dados geof´ısicos . . . 146

3.11.1 Gravimetria e ge´oide . . . 146

3.11.2 Espessura crustal . . . 148

4 Integra¸c˜ao dos dados e discuss˜oes 151

5 Conclus˜oes 165

Referˆencias Bibliogr´aficas 171

Sum´ario ix

Anexos 191

1 Dados de tra¸cos de fiss˜ao em apatitas . . . 193

2 Dados de espessura crustal . . . 205

3 Trabalhos selecionados apresentados em eventos cient´ıficos . . . 207

3.1 Trabalho apresentado no X Simp´osio Nacional de Estudos Tectˆonicos 209 3.2 Trabalho apresentado no Workshop The Shuttle Radar Topography Mis- sion – Data Validation and Applications . . . 215

3.3 Trabalho apresentado no International Symposium on Terrain Analysis and Digital Terrain Modelling . . . 217

3.4 Trabalho apresentado na conferˆencia internacional statGIS . . . 223

3.5 Trabalho apresentado no 33 ^rd International Geological Congress . . . 225

4 Cap´ıtulo do livro “O ge´ografo Aziz Nacib Ab’S´aber” . . . 227

5 Artigo publicado no peri´odico GRASS/OSGeo News . . . 237

6 Artigo publicado no peri´odico GRASS/OSGeo News . . . 241

7 Artigo publicado no peri´odico Computers & Geosciences . . . 245

8 Artigo publicado no peri´odico International Journal of Geographical Informa- tion Science . . . 251

9 Artigo publicado no peri´odico Revista Geogr´afica Acadˆemica . . . 259

10 Artigo submetido ao peri´odico Earth Surface Processes and Landforms . . . . 267

11 Anima¸c˜oes dos mapas de rugosidade de relevo . . . 283

12 Artigo submetido ao peri´odico Computers & Geosciences . . . 285

13 Principais elementos fisogr´aficos da ´area de estudo

Lista de Figuras

1.5.1 Localiza¸c˜ao da ´area de estudo, com indica¸c˜ao da rede hidrogr´afica . . . . . 9

1.5.2 Localiza¸c˜ao da ´area de estudo, com indica¸c˜ao dos elementos de relevo . . . 10

2.1.1 Modelos de estados de equil´ıbrio de formas de relevo . . . . 14

2.1.2 Modelos de evolu¸c˜ao de relevo de Davis, Penck e King . . . . 15

2.1.3 O Ciclo Geogr´afico de Davis . . . . 16

2.1.4 Representa¸c˜ao do ciclo de eros˜ao . . . . 17

2.1.5 Esquema de forma¸c˜ao das vertentes . . . . 19

2.1.6 Modelos de evolu¸c˜ao de vertentes com tempo . . . . 20

2.1.7 Idades de superf´ıcies de eros˜ao segundo o modelo de King . . . . 21

2.1.8 Desenvolvimento de diferentes etchplanos e etchsuperf´ıcies . . . . 22

2.1.9 Esquema de evolu¸c˜ao das vertentes baseado em alternˆancias clim´aticas . . . 23

2.1.10 Esquema de evolu¸c˜ao de vertentes e gera¸c˜ao de n´ıveis embutidos . . . . 25

2.1.11 Representa¸c˜ao esquem´atica do equil´ıbrio dinˆamico metaest´avel . . . . 26

2.1.12 Forma modificada do ciclo de eros˜ao . . . . 27

2.1.13 Conceitos de hiato, tempo de relaxamento e tempo caracter´ıstico da forma 28 2.1.14 Formas de relevo dependentes e independentes de tempo . . . . 29

2.1.15 Localiza¸c˜ao dos principais escarpamentos erosivos . . . . 30

2.1.16 Elementos tectˆonicos que controlam a evolu¸c˜ao de margens passivas . . . . 30

2.1.17 Rela¸c˜ao entre a drenagem atual e estruturas dˆomicas . . . . 31

2.1.18 Modelo de evolu¸c˜ao da paisagem do sudoeste africano . . . . 33

2.1.19 Modelos de evolu¸c˜ao do relevo em margens passivas . . . . 34

2.2.1 Superf´ıcie de tendˆencia para altitudes da Superf´ıcie Sul-Americana . . . . . 36

2.2.2 Perfis paralelos ilustrando o soerguimento da Superf´ıcie Sul-Americana . . . 38

2.2.3 Distribui¸c˜ao de superf´ıcies de aplainamento no Brasil Oriental . . . . 39

2.2.4 Configura¸c˜ao e altimetria da Superf´ıcie Sul-Americana . . . . 40

2.3.1 Padr˜oes da distribui¸c˜ao do comprimento dos tra¸cos de fiss˜ao . . . . 42

2.3.2 Gr´afico de idades de tra¸cos de fiss˜ao versus o comprimento m´edio dos tra¸cos 44

2.3.3 Padr˜ao de idades tra¸cos de fiss˜ao esperado em ´areas de forte contraste litol´ogico 44

2.4.1 Representa¸c˜oes tridimensionais de uma superf´ıcie como DEM e como TIN . 45

2.4.2 M´etodos de reamostragem dos dados SRTM utilizados pela NASA e pelo USGS 47

2.4.3 Modelo de eleva¸c˜ao global SRTM30 PLUS . . . . 48

2.4.4 Relevo sombreado de modelos SRTM originais e reamostrados . . . . 49

2.4.5 An´alise do variograma em quatro dire¸c˜oes, para a ´area da Serra do Japi (SP) 50 2.5.1 C´alculo da ´area real em um MDE com vizinhan¸ca 3x3 . . . . 52

2.5.2 Superf´ıcies triangulares planares definidas a partir de uma malha regular . 54 2.5.3 Agrupamento de triˆangulos ao redor de um ponto P . . . . 55

2.5.4 Raz˜oes normalizadas de autovalores de orienta¸c˜ao de vetores . . . . 56

2.5.5 Defini¸c˜ao de declividade diferencial . . . . 58

2.5.6 Estacionaridade de uma fun¸c˜ao como fator da escala . . . . 61

3.2.1 Efeito da amostragem direcional na medida do comprimento de onda . . . . 68

3.2.2 Localiza¸c˜ao da ´area de estudo . . . . 70

3.2.3 Exemplos dos m´etodos selecionados . . . . 71

3.2.4 Efeito da varia¸c˜ao na resolu¸c˜ao espacial do MDE . . . . 73

3.2.5 Efeito da varia¸c˜ao do tamanho da vizinhan¸ca . . . . 74

3.2.6 Gr´aficos de mediana e de desvio padr˜ao de rugosidade de relevo . . . . 75

3.2.7 Gr´aficos de densidade para dispers˜ao de vetores . . . . 76

3.2.8 Gr´aficos de densidade para desvio padr˜ao da eleva¸c˜ao . . . . 77

3.2.9 Gr´aficos de densidade para desvio padr˜ao da declividade . . . . 78

3.2.10 Representa¸c˜ao esquem´atica da varia¸c˜ao dos valores de rugosidade de relevo 79 3.2.11 Mapas de rugosidade de relevo sobrepostos a relevo sombreado . . . . 81

3.2.12 Mapas de rugosidade de relevo sobrepostos a relevo sombreado . . . . 82

3.3.1 Mapa de rugosidade de relevo para o embasamento da Bacia Bauru . . . . 84

3.3.2 Esbo¸co paleotectˆonico do embasamento da Bacia Bauru . . . . 85

3.3.3 Modelo tridimensional da superf´ıcie de topo da Forma¸c˜ao Serra Geral . . . 85

3.4.1 A regi˜ao da captura das cabeceiras do Rio Tietˆe pelo Rio Para´ıba do Sul . 86 3.4.2 Mapa de isobases da regi˜ao do cotovelo de Guararema . . . . 87

3.5.1 Modelo tridimensional do Maci¸co Alcalino de Po¸cos de Caldas . . . . 88

3.5.2 Drenagens extra´ıdas do MDE sobrepostas `a drenagens do mapa topogr´afico 89 3.5.3 Superf´ıcie de isobase em perspectiva tridimensional . . . . 89

3.6.1 Imagens de relevo sombreado utilizadas para interpreta¸c˜ao dos lineamentos 91 3.6.2 Lineamentos interpretados para a ´area de estudo . . . . 92

3.6.3 Principais megafalhas brasileiras . . . . 93

3.6.4 Mapa de dom´ınios tectˆonicos do Brasil, segundo Freitas (1951) . . . . 94

3.7.1 Localiza¸c˜ao dos perfis em varredura E-W e N-S . . . . 95

3.7.2 Perfis projetados E-W . . . . 97

3.7.3 Perfis projetados N-S . . . . 98

3.7.4 Perfis em envolt´oria E-W . . . 100

Lista de Figuras xiii

3.7.5 Perfis em envolt´oria N-S . . . 101

3.7.6 Perfis topogr´aficos simples E-W espa¸cados de 0,5 ^◦ . . . 102

3.7.7 Perfis topogr´aficos simples N-S espa¸cados de 0,5 ^◦ . . . 103

3.8.1 Modelo de eleva¸c˜ao SRTM 30PLUS V3 para a Am´erica do Sul . . . 105

3.8.2 Modelo de eleva¸c˜ao SRTM 30PLUS para a ´area de estudo . . . 106

3.8.3 An´alise por janelas m´oveis. Opera¸c˜ao de m´edia em janela 3x3 . . . 107

3.8.4 An´alise por janela de busca. Opera¸c˜ao de m´edia . . . 107

3.8.5 Compara¸c˜ao entre an´alise por janelas m´oveis e por janela de busca . . . 108

3.8.6 Tempo de processamento para an´alises de vizinhan¸ca . . . 109

3.8.7 Gr´aficos da fun¸c˜ao densidade de probabilidade para os mapas morfom´etricos 110 3.8.8 Mapas de declividade: vizinhan¸cas de 11x11 e janelas de 0,1 ^◦ . . . 112

3.8.9 Mapas de declividade: vizinhan¸cas de 27x27 e janelas de 0,25 ^◦ . . . 112

3.8.10 Mapas de declividade: vizinhan¸cas de 55x55 e janelas de 0,5 ^◦ . . . 113

3.8.11 Mapas de declividade: vizinhan¸cas de 109x109 e janelas de 1 ^◦ . . . 113

3.8.12 Mapas de rugosidade de relevo: vizinhan¸cas de 11x11 e janelas de 0,1 ^◦ . . . 115

3.8.13 Mapas de rugosidade de relevo: vizinhan¸cas de 11x11 e janelas de 0,1 ^◦ . . . 115

3.8.14 Mapas de rugosidade de relevo: vizinhan¸cas de 55x55 e janelas de 0,5 ^◦ . . . 116

3.8.15 Mapas de rugosidade de relevo: vizinhan¸cas de 109x109 e janelas de 1 ^◦ . . . 116

3.8.16 Mapas de desnivelamento altim´etrico: vizinhan¸cas de 11x11 e janelas de 0,1 ^◦ 118 3.8.17 Mapas de desnivelamento altim´etrico: vizinhan¸cas de 27x27 e janelas de 0,25 ^◦ 118 3.8.18 Mapas de desnivelamento altim´etrico: vizinhan¸cas de 55x55 e janelas de 0,5 ^◦ 119 3.8.19 Mapas de desnivelamento altim´etrico: vizinhan¸cas de 109x109 e janelas de 1 ^◦ 119 3.8.20 Mapas de orienta¸c˜ao de vertentes: vizinhan¸cas de 11x11 e 27x27 c´elulas . . 121

3.8.21 Mapas de orienta¸c˜ao de vertentes: vizinhan¸cas de 55x55 e 109x109 c´elulas . 122 3.8.22 Curvas de integral hipsom´etrica . . . 123

3.8.23 Mapas de integral hipsom´etrica: janelas de 0,1 ^◦ e 0,25 ^◦ . . . 124

3.8.24 Mapas de integral hipsom´etrica: janelas de 0,5 ^◦ e 1 ^◦ . . . 125

3.9.1 Processo de elabora¸c˜ao do mapa de isobases . . . 126

3.9.2 ´Areas definidas para an´alise regional de isobases . . . 128

3.9.3 Mapas de isobases para a ´area Araguaia/Tocantins . . . 129

3.9.4 Mapas de isobases para a ´area S˜ao Francisco. . . 130

3.9.5 Estruturas interpretadas no mapa de isobases. ´Area Araguaia/Tocantins . . 131

3.9.6 Estruturas interpretadas no mapa de isobases. ´Area S˜ao Francisco . . . 132

3.10.1 Localiza¸c˜ao dos dados termocronol´ogicos compilados da literatura. . . 134

3.10.2 Mapa de idades tra¸cos de fiss˜ao e localiza¸c˜ao das amostras . . . 135

3.10.3 Mapa de comprimentos m´edios dos tra¸cos e localiza¸c˜ao das amostras . . . . 136

3.10.4 Sub-regi˜oes delimitadas para tratamento dos dados termocronol´ogicos . . . 137

3.10.5 Gr´aficos para os dados de tra¸cos de fiss˜ao da regi˜ao sudeste do Brasil . . . 138

3.10.6 Gr´aficos para os dados de tra¸cos de fiss˜ao da regi˜ao nordeste do Brasil . . . 139

3.10.7 Conceito de superf´ıcie de tendˆencia, ilustrado em duas dimens˜oes . . . 140

3.10.8 Mapas de superf´ıcies de tendˆencia para a regi˜ao sudeste do Brasil . . . 144

3.10.9 Mapas de superf´ıcies de tendˆencia para a regi˜ao nordeste do Brasil . . . 145

3.11.1 Mapas gravim´etrico e de altura do ge´oide . . . 147

3.11.2 Localiza¸c˜ao dos dados de espessura crustal . . . 148

3.11.3 Mapa de espessura crustal (km) e localiza¸c˜ao dos dados . . . 149

4.1 Lineamentos interpretados sobre mapa de anomalias gravim´etricas ar-livre . 153 4.2 Gr´aficos de correla¸c˜ao entre vari´aveis morfom´etricas . . . 154

4.3 Localiza¸c˜ao dos perfis integrados. . . 156

4.4 Perfil integrado A–B . . . 157

4.5 Perfil integrado C–D . . . 158

4.6 Idades TF e isobases para a ´area do baixo S˜ao Francisco . . . 160

4.7 Idades TF e isobases para a ´area do baixo Tocantins/m´edio Araguaia . . . 160

4.8 Histogramas de idades tra¸cos de fiss˜ao . . . 161

4.9 Localiza¸c˜ao dos perfis constru´ıdos com diferentes resolu¸c˜oes espaciais . . . . 162

4.10 Perfis morfol´ogicos constru´ıdos com diferentes resolu¸c˜oes espaciais . . . 163

Lista de Tabelas

2.2.1 Quadro geral das superf´ıcies de aplainamento do SE do Brasil . . . . 37

2.5.1 M´etodos empregados no c´alculo de rugosidade de relevo . . . . 64

3.8.1 Tamanho das janelas utilizadas para c´alculo dos mapas morfom´etricos . . . 107

3.8.2 Estat´ıstica descritiva dos mapas morfom´etricos . . . 109

3.10.1 Estat´ıstica descritiva das an´alises termocronol´ogicas . . . 137

3.10.2 ANOVA para superf´ıcies de tendˆencia de grau p a grau (p+1) . . . 141

3.10.3 ANOVA das idades tra¸cos de fiss˜ao (regi˜ao SE) . . . 142

3.10.4 ANOVA dos comprimentos dos tra¸cos de fiss˜ao (regi˜ao SE) . . . 142

3.10.5 ANOVA das idades tra¸cos de fiss˜ao (regi˜ao NE) . . . 143

3.10.6 ANOVA dos comprimentos dos tra¸cos de fiss˜ao (regi˜ao NE) . . . 143

Cap´ıtulo 1

Introdu¸ c˜ ao

Nas faldas do Himalaia, o Himalaia ´e s´o as faldas do Himalaia. ´ E na distˆancia ou na mem´oria ou na imagina¸c˜ao que o Himalaia ´e da sua altura, ou talvez um pouco mais alto.

Fernando Pessoa

1.1: Apresenta¸c˜ao ao tema 3

1.1. Apresenta¸ c˜ ao ao tema

Nesta tese s˜ao apresentados estudos relativos `a compartimenta¸c˜ao do relevo, em escala regional, da regi˜ao centro-leste brasileira. As an´alises foram focadas em an´alise digital de terreno, com processamento e integra¸c˜ao de dados em Sistema de Informa¸c˜oes Geogr´aficas (SIG), visando a extra¸c˜ao e caracteriza¸c˜ao de vari´aveis relativas `a superf´ıcie topogr´afica, a compila¸c˜ao e tratamento matem´atico de dados termocronol´ogicos e geof´ısicos, e a correla¸c˜ao dos resultados obtidos `a luz do contexto geol´ogico e das teorias de evolu¸c˜ao do relevo em longo-termo.

An´ alise digital de terreno

A an´alise digital de terreno, tamb´em chamada de modelagem digital de terreno, geomor- fometria, ou geomorfologia quantitativa, ´e uma disciplina que faz uso de ferramentas das ciˆencias da Terra, matem´atica, engenharia e ciˆencia da computa¸c˜ao para a quantifica¸c˜ao de vari´aveis e parˆametros relacionados `a superf´ıcie topogr´afica (Pike, 1998).

Com uma origem h´a cerca de 150 anos nos trabalhos de Alexander von Humboldt (Pike, 2002), a geomorfometria cresce rapidamente, gra¸cas ao aumento exponencial da capacidade de processamento dos computadores (Moore, 1965) e `a dissemina¸c˜ao do uso de Modelos Digitais de Eleva¸c˜ao (MDEs, ver cap´ıtulo 2.4). Os procedimentos tradicionais para calcular vari´aveis e parˆametros morfom´etricos a partir de mapas topogr´aficos s˜ao custosos e demorados, pois requerem mapas de qualidade, em escala adequada e intenso trabalho manual, al´em de estarem sujeitos `a subjetividade do analista.

A qualidade dos mapas tamb´em influencia na extens˜ao da ´area analisada, uma vez que diferen¸cas expressivas podem ocorrer em mapas topogr´aficos adjacentes. O uso de MDEs permite que os c´alculos sejam realizados com rapidez, precis˜ao e reprodutibilidade.

Apesar de ser poss´ıvel construir modelos de eleva¸c˜ao a partir de mapas topogr´aficos para posterior an´alise geomorfom´etrica em SIGs, esta abordagem tamb´em demanda custo e tempo, dada a necessidade de converter os dados anal´ogicos dos mapas em formato digital.

O uso de tecnologias de sensoriamento remoto permite obter modelos de eleva¸c˜ao para grandes ´areas com resolu¸c˜ao espacial (i.e., tamanho da c´elula) compat´ıvel `a de modelos gera- dos a partir de mapas topogr´aficos, como no caso do modelo SRTM (Shuttle Radar Topography Mission – ver cap´ıtulo 2.4.1), que consiste em uma base de cobertura quase global, com re- solu¸c˜ao de 0 ^◦ 00’03” (aprox. 90 m no Equador), produzida segundo uma mesma metodologia e dispon´ıvel gratuitamente via Internet.

Com o advento do modelo SRTM, torna-se poss´ıvel analisar rapidamente ´areas extensas

com um n´ıvel de detalhe sem precedentes, e observar fei¸c˜oes que n˜ao eram detectadas com

os dados dispon´ıveis anteriormente, a exemplo da mega-captura de drenagem do Rio Negro,

identificada por Almeida Filho & Miranda (2007).

Estudos geomorfol´ogicos em escala sub-continental (Fielding et al., 1994; Miliaresis, 2006) a continental ou mesmo global (Cogley, 1985) s´o podem ser realizados com modelos digitais de eleva¸c˜ao, o que os torna a fonte de dados mais indicada para an´alises das rela¸c˜oes entre grandes formas de relevo e regimes tectˆonicos, ramo da ciˆencia geralmente referido como geomorfologia tectˆonica (Mayer, 2000).

Evolu¸ c˜ ao de relevo em longo-termo e superf´ıcies de aplainamento

As diversas teorias geomorfol´ogicas para evolu¸c˜ao do relevo em longo-termo (da ordem de dezenas de milh˜oes de anos, ver cap´ıtulo 2.1) contemplam a existˆencia de superf´ıcies de aplainamento, formadas pela a¸c˜ao cont´ınua dos agentes erosivos/deposicionais em per´ıodos de quiescˆencia tectˆonica e reconhec´ıveis como extensas ´areas de relevo muito suave perturbadas localmente por eleva¸c˜oes residuais, ou pela aparente concordˆancia altim´etrica dos divisores de ´aguas de uma regi˜ao (Davis, 1899a; Penck, 1924; King, 1953; B¨udel, 1977).

Apesar de passadas v´arias d´ecadas desde a publica¸c˜ao das principais teorias sobre evolu¸c˜ao das formas de relevo, a validade desses modelos ainda ´e palco de discuss˜ao (e.g., Summerfield, 1991a; Bishop, 2007).

No modelo de evolu¸c˜ao da paisagem de Davis (1899a) a seq¨uˆencia de est´agios evolutivos da paisagem resulta em uma s´erie de formas de relevo caracter´ısticas. A regi˜ao passa pelos est´agios de juventude, maturidade e senilidade, at´e que a progressiva diminui¸c˜ao do gradiente dos rios e declividade das encostas produza uma superf´ıcie bastante arrasada, pr´oxima do n´ıvel de base, chamada de peneplano.

Como cr´ıticas ao modelo de W.M. Davis, por exemplo, pode-se citar a falta de exemplos atuais de peneplanos (Phillips, 2002) e o fato de que o aparente nivelamento dos topos de mor- ros, como premissa de que esse n´ıvel supostamente represente um mesmo n´ıvel de eros˜ao, pode ser resultado de processos atuantes no desenvolvimento das vertentes que estejam pr´oximas do ˆangulo cr´ıtico de estabilidade (Penck, 1919; R¨omer, 2008), ou mesmo uma impress˜ao de- corrente da posi¸c˜ao e ponto de vista do observador. Hiruma (2007), por exemplo, nota que a configura¸c˜ao atual do Planalto da Bocaina deve ser fruto de uma evolu¸c˜ao tectonotermal complexa, uma vez que na regi˜ao foram obtidas idades tra¸cos de fiss˜ao (TF) contrastantes em altitudes similares e idades TF similares em altitudes diferentes.

Superf´ıcies suaves associadas `a litologias later´ıticas tamb´em demandam cuidado na inter- preta¸c˜ao. Pain & Ollier (1995) alertam que a invers˜ao de relevo resultante da consolida¸c˜ao do material presente em vales de rios leva `a forma¸c˜ao de superf´ıcies aplainadas que n˜ao po- dem ser chamadas de peneplanos, pediplanos ou etchplanos, pois possuem gˆenese distinta.

Na regi˜ao do Quadril´atero Ferr´ıfero (MG), por exemplo, a Chapada de Canga, relacionada `a

Superf´ıcie Sul-Americana por King (1956), consiste de dep´ositos conglomer´aticos cimentados

por oxi-hidr´oxidos de ferro de idade prov´avel quatern´aria, sobrepostos a dep´ositos fluviais

eocenos da Forma¸c˜ao Fonseca (Sant’Anna et al., 1997).

1.2: Objetivos e Metas 5

Dentre as superf´ıcies geomorfol´ogicas reconhecidas no Brasil, a de maior express˜ao fisi- ogr´afica na regi˜ao centro-leste ´e chamada de Superf´ıcie Sul-Americana e teria sido formada entre o Cret´aceo Superior e o Pale´ogeno (King, 1956). Na regi˜ao sudeste foi designada de Superf´ıcie de Aplainamento Japi (Almeida, 1958, 1964) e nivelaria as cimeiras das regi˜oes montanhosas das serras do Mar e da Mantiqueira, atingindo 2000 - 2100 m nas regi˜oes tec- tonicamente soerguidas dos planaltos de Campos do Jord˜ao e da Bocaina (Soares & Landim, 1975; Campanha et al., 1994; Almeida & Carneiro, 1998; Ab’S´aber, 2000). Na regi˜ao nor- deste, sua express˜ao mais significativa seria no Chapad˜ao Ocidental da Bahia, com altitudes entre 700 e 1000 m.

Desde sua defini¸c˜ao por King (1956), a Superf´ıcie Sul-Americana vem sendo utilizada como marco estratigr´afico regional (p.ex., King, 1956; Soares & Landim, 1975; Almeida, 1958;

Barbosa, 1980; Almeida & Carneiro, 1998; Valad˜ao, 1998; Ab’S´aber, 2000). Nesses trabalhos, a identifica¸c˜ao da superf´ıcie aplainada foi realizada por observa¸c˜ao direta em campo, an´alise de cartas topogr´aficas, interpreta¸c˜ao de fotografias a´ereas, imagens de sat´elite ou de radar de visada lateral. Esses m´etodos apresentam problemas quanto ao reconhecimento de n´ıveis morfol´ogicos, tais como o aparente alinhamento das cristas de morros dependendo do ˆangulo de observa¸c˜ao em campo e inconsistˆencias entre produtos cartogr´aficos (detalhamento da topografia, ˆangulo de ilumina¸c˜ao solar, ˆangulo de visada de radar, etc).

Atualmente, o ´unico produto dispon´ıvel para o estudo de formas de relevo em escala de semi-detalhe a regional, com cobertura quase global e produzido segundo uma ´unica meto- dologia, portanto livre dos problemas citados anteriormente para produtos cartogr´aficos, ´e o modelo de eleva¸c˜ao SRTM.

Por se tratar de dados de eleva¸c˜ao em formato digital, pode-se produzir imagens de re- levo sombreado com iluminante posicionado em v´arias dire¸c˜oes, o que elimina os efeitos da ilumina¸c˜ao unidirecional em imagens ´opticas ou de radar, e a escala das formas de relevo analisadas pode ser ajustada ao se reamostrar a resolu¸c˜ao espacial dos dados.

1.2. Objetivos e Metas

O objetivo deste trabalho ´e o estudo do relevo da regi˜ao centro-leste brasileira por meio da caracteriza¸c˜ao morfom´etrica de modelos de eleva¸c˜ao e da integra¸c˜ao entre dados morfom´etricos, termocronol´ogicos e geof´ısicos, bem como a avalia¸c˜ao da validade do uso de superf´ıcies aplainadas em correla¸c˜oes estratigr´aficas regionais.

As principais metas deste estudo s˜ao as seguintes:

• Revis˜ao dos principais modelos de evolu¸c˜ao de relevo em longo-termo, desenvolvimento

de superf´ıcies de aplainamento e compartimenta¸c˜ao do relevo brasileiro (Caps. 2.1 e

2.2).

• Revis˜ao dos conceitos de termocronologia por tra¸cos de fiss˜ao em apatitas e suas aplica¸c˜oes em estudos geomorfol´ogicos regionais (Cap. 2.3);

• Avalia¸c˜ao e desenvolvimento de t´ecnicas para reamostragem dos dados SRTM, visando melhorar a qualidade dos dados (Cap. 3.1);

• Avaliar o uso de modelos SRTM em an´alises morfom´etricas em escala de semi-detalhe (Cap. 3.5);

• Determinar cen´arios favor´aveis ao uso de diferentes t´ecnicas para c´alculo de vari´aveis associadas `a superf´ıcie topogr´afica (janelas m´oveis e janelas de busca), a fim de otimizar as an´alises morfom´etricas em escala regional (Cap. 3.8.1);

• Caracteriza¸c˜ao regional do relevo da ´area de estudo, com base nas seguintes vari´aveis:

Orienta¸c˜ao e distribui¸c˜ao de lineamentos (Cap. 3.6);

Perfis morfol´ogicos simples e em varredura (Cap. 3.7);

Declividade m´edia (Cap. 3.8.2);

Rugosidade de relevo (Cap. 3.8.3);

Desnivelamento altim´etrico (Cap. 3.8.4);

Orienta¸c˜ao de vertentes (Cap. 3.8.5);

Integral hipsom´etrica (Cap. 3.8.6);

Isobases (Cap. 3.9);

• Estudos de paleodrenagens por meio da an´alise morfom´etrica de paleosuperf´ıcies soter- radas (Cap. 3.3) e de terrenos cristalinos (Cap. 3.4);

• Compila¸c˜ao e tratamento geomatem´atico de dados termocronol´ogicos (Cap. 3.10);

• Compara¸c˜ao e correla¸c˜ao dos dados morfom´etricos e termocronol´ogicos com dados geof´ısicos de gravimetria (ar-livre), altura do ge´oide e espessura crustal (Cap. 3.11).

1.3. Materiais e m´ etodos

Neste cap´ıtulo ser˜ao descritos sucintamente os materiais utilizados e as t´ecnicas empre-

gadas para atingir as metas desta tese. O detalhamento dos m´etodos encontra-se em cada

cap´ıtulo espec´ıfico.

1.3: Materiais e m´etodos 7

Modelos digitais de eleva¸ c˜ ao

Para as an´alises em escala de semi-detalhe, foram utilizados modelos de eleva¸c˜ao SRTM com resolu¸c˜ao espacial de 3 segundos de arco. Nas an´alises regionais, optou-se pelo modelo SRTM30 PLUS, com resolu¸c˜ao espacial de 30 segundos de arco. Uma revis˜ao sobre os modelos SRTM encontra-se no cap´ıtulo 2.4 e no anexo 9.

Programas de computador

Esta tese foi desenvolvida inteiramente com uso de software livre ¹ .

Para o tratamento e an´alise dos modelos de eleva¸c˜ao e vari´aveis morfom´etricas foram utili- zados os Sistemas de Informa¸c˜oes Geogr´aficas (SIG) GRASS-GIS ² (Neteler & Mitasova, 2004;

GRASS Development Team, 2008) e SAGA-GIS ³ . As an´alises de superf´ıcies de tendˆencia e in- terpola¸c˜ao por krigagem foram realizadas com a linguagem estat´ıstica R ⁴ (Ihaka & Gentleman, 1996; Grunsky, 2002). A diagrama¸c˜ao do texto foi feita em L ^A TEX2 ε ⁵ .

An´ alise morfom´ etrica e geomatem´ atica

A an´alise morfom´etrica foi realizada com o intuito de caracterizar quantitativamente o relevo da ´area de estudo. Foram selecionadas as seguintes vari´aveis:

• Lineamentos morfoestruturais, interpretados a partir de imagens de relevo sombreado regionais, que possivelmente representam estruturas r´upteis com influˆencia na evolu¸c˜ao do relevo.

• Perfis morfol´ogicos simples e em varredura, que permitem uma visualiza¸c˜ao integrada da rela¸c˜ao entre as unidades morfol´ogicas e da estrutura¸c˜ao geral das macro unidades de relevo.

• Declividade m´edia, que representa a variabilidade da superf´ıcie em uma dada escala e pode ser utilizada para distinguir ´areas planas de terrenos com relevo movimentado.

• Rugosidade de relevo, calculada como o desvio padr˜ao da declividade, representando uma medida da homogeneidade das formas de relevo na escala de an´alise, semelhante ao padr˜ao de textura interpretado em imagens ´opticas e de radar.

• Desnivelamento altim´etrico, um ´ındice de disseca¸c˜ao do relevo, ou uma indica¸c˜ao da quantidade (volume) de mat´eria dispon´ıvel aos agentes erosivos, com referˆencia `a n´ıveis de base locais.

1

Defini¸ c˜ ao de software livre: http://www.gnu.org/philosophy/free-sw.pt-br.html

2

Geographic Resources Analysis Support System – http://grass.osgeo.org

3

System for Automated Geoscientific Analyses – http://saga-gis.wiki.sourceforge.net

4

The Comprehensive R Archive Network – http://cran.r-project.org

5

The Comprehensive TeX Archive Network – http://www.ctan.org

• Orienta¸c˜ao de vertentes, que exibe a rela¸c˜ao de simetria/assimetria das formas de relevo e o poss´ıvel condicionamento destas `a estruturas geol´ogicas.

• Integral hipsom´etrica, que pode ser interpretada em termos de grau de disseca¸c˜ao e idade relativa de formas de relevo e apresenta correla¸c˜ao inversa com os valores de desnivelamento altim´etrico.

• Isobases (mapas de isobase), que permitem identificar ´areas com poss´ıvel influˆencia tectˆonica, mesmo em ´areas litologicamente uniformes.

A an´alise geomatem´atica envolveu a interpola¸c˜ao e ajuste de superf´ıcies de tendˆencia a dados termocronol´ogicos (idades tra¸cos de fiss˜ao e comprimento m´edio dos tra¸cos) e inter- pola¸c˜ao de dados de espessura crustal, a fim de verificar a distribui¸c˜ao espacial dos valores e o comportamento geral dos dados.

1.4. Apoio financeiro

Esta pesquisa contou com o apoio financeiro da Funda¸c˜ao de Amparo `a Pesquisa do Estado de S˜ao Paulo (FAPESP), na forma de bolsa de doutorado (processo 04/06260-5) e aux´ılio `a pesquisa (processos 01/40714-3 e 03/08031-0), para parte dos gastos com capital e custeio, e da Coordena¸c˜ao de Aperfei¸coamento de Pessoal de N´ıvel Superior (CAPES), na forma de bolsa tipo doutorado-sandu´ıche pelo Programa de Doutorado no Brasil com Est´agio no Exterior (PDEE – processo BEX 5176/06-9), para realiza¸c˜ao de est´agio junto `a Kingston University London (Inglaterra), sob supervis˜ao do Dr. Michael J. Smith. Recursos do Programa de P´os-Gradua¸c˜ao em Geoqu´ımica e Geotectˆonica (CAPES-PROEX) foram utilizados para a participa¸c˜ao em eventos cient´ıficos internacionais.

1.5. Area de estudo ´

Como ´area de estudo, foi considerada uma regi˜ao entre os paralelos 0 ^◦ e 26 ^◦ S e os meridi- anos 34 ^◦ W e 56 ^◦ W, com aproximadamente 4.900.000 km ² . A figura 1.5.1 ilustra a localiza¸c˜ao da ´area de estudo e os principais elementos da rede hidrogr´afica.

As principais fei¸c˜oes fisiogr´aficas citadas no texto s˜ao apresentadas na figura 1.5.2. A fim

de facilitar a leitura, a figura 1.5.2 ´e apresentada tamb´em como anexo (Anexo 13).

1.5: ´Area de estudo 9

Figura 1.5.1. Localiza¸ c˜ ao da ´ area de estudo, com indica¸ c˜ ao dos principais elementos da rede hidrogr´ afica.

Proje¸ c˜ ao Equidistante Cil´ındrica (Plate Carr´ e), coordenadas geogr´ aficas.

Figura 1.5.2. Localiza¸ c˜ ao da ´ area de estudo, com indica¸ c˜ ao dos principais elementos fisiogr´ aficos citados

no texto.

Cap´ıtulo 2

Revis˜ ao bibliogr´ afica

How many years can a mountain exist Before it is washed to the sea?

Bob Dylan - Blowin’ in the wind

2.1: Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento 13

2.1. Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento

Diversos modelos foram propostos ao longo dos anos para o desenvolvimento de longo termo do relevo. Dentre os que mais influenciaram o pensamento geomorfol´ogico destacam- se os de Davis (1899a,b), Penck (1924), King (1953, 1967) e B¨udel (1977). No Brasil, os trabalhos de Ab’S´aber (1960, 1969) e Bigarella et al. (1965) demonstram a influˆencia da escola da geomorfologia clim´atica.

2.1.1. Equil´ıbrio e evolu¸ c˜ ao de formas de relevo

O estudo das formas de relevo tem muito de sua estrutura b´asica apoiado nos trabalhos realizados pelo grupo de ge´ologos estadunidenses liderados por John Wesley Powell e Grove Karl Gilbert, na segunda metade do s´eculo XIX. A principal contribui¸c˜ao de Powell (1875, 1895) foi o reconhecimento da importˆancia do n´ıvel de base, o limite inferior da paisagem, em

´ultima instˆancia representado pelo n´ıvel do mar, abaixo do qual n˜ao h´a eros˜ao.

Os trabalhos de Gilbert (1877, 1914) foram os primeiros a analisar sistematicamente a intera¸c˜ao entre eros˜ao e resistˆencia das rochas e dep´ositos superficiais, e prop˜oem um ajuste m´utuo (equil´ıbrio dinˆamico) entre as formas de relevo e os processos atuantes, em contraste com a vis˜ao hist´orica (ou evolutiva) de desenvolvimento da paisagem presente nos traba- lhos de Davis (1899a,b), onde as mudan¸cas nas formas de relevo, iniciadas por um r´apido soerguimento da superf´ıcie, ocorrem de maneira progressiva e sistem´atica ao longo do tempo.

O fato de formas de relevo poderem ser vistas tanto como em equil´ıbrio quanto como continuamente reafei¸coadas ´e melhor compreendido ao se levar em conta a escala de tempo envolvida:

Equil´ıbrio est´atico – ao observar o leito de um rio montanhoso por algumas horas, n˜ao se nota mudan¸ca expressiva em sua forma; seu gradiente e eleva¸c˜ao acima do n´ıvel do mar se mant´em essencialmente os mesmos (Fig. 2.1.1 A);

Equil´ıbrio est´avel (steady-state) – em um per´ıodo de meses ou anos pode ocorrer um evento de maior energia capaz de rebaixar, ainda que pouco, a eleva¸c˜ao do leito do rio. Lentamente, a deposi¸c˜ao de sedimentos ir´a preencher o espa¸co gerado e restaurar a eleva¸c˜ao original; neste caso, n˜ao h´a mudan¸ca na eleva¸c˜ao m´edia no per´ıodo considerado (Fig. 2.1.1 B);

Equil´ıbrio dinˆamico – durante intervalos de tempo de milhares ou centenas de milhares de

anos, centenas de eventos de alta energia ir˜ao ocorrer, inclusive alguns eventos de muito

alta energia. Epis´odios de eros˜ao pronunciada levam ao progressivo rebaixamento do

canal e possivelmente `a gradual diminui¸c˜ao do gradiente do rio (Fig. 2.1.1 C);

Equil´ıbrio de decaimento – em uma escala de tempo de milh˜oes de anos, tem-se a progres- siva redu¸c˜ao da eleva¸c˜ao do canal, `a medida que a altitude das cabeceiras das drenagens diminui. A taxa de varia¸c˜ao da eleva¸c˜ao do canal deve diminuir com o tempo, uma vez que o canal se aproxima do n´ıvel de base e seu gradiente se torna t˜ao baixo que as taxas de eros˜ao atingem valores m´ınimos (Fig. 2.1.1 D). Em per´ıodos de tempo desta ordem, gera-se um paisagem de relevo arrasado, chamada de superf´ıcie de aplainamento ou superf´ıcie de eros˜ao; esta ´e, essencialmente, a id´eia de evolu¸c˜ao do relevo na qual se baseia o ciclo de eros˜ao de Davis, como ser´a visto adiante.

Figura 2.1.1. Diferentes estados de equil´ıbrios de formas de relevo de acordo com tempo e eleva¸ c˜ ao m´ edia dos canais fluviais. (A) equil´ıbrio est´ atico; (B) equil´ıbrio est´ avel (steady-state); (C) equil´ıbrio dinˆ amico;

(D) equil´ıbrio de decaimento. A escala de tempo ´ e apenas sugestiva, e ir´ a variar em ordens de magnitude de acordo com o tipo de forma de relevo em considera¸ c˜ ao e com a natureza e intensidade dos processos atuantes. Adaptado de Summerfield (1991a).

2.1.2. O modelo de Davis – Peneplana¸ c˜ ao

O modelo de evolu¸c˜ao da paisagem conhecido como Ciclo Geogr´afico ou ciclo de eros˜ao (Davis, 1899a) foi desenvolvido no final do s´eculo XIX pelo ge´ografo estadunidense William Morris Davis, que certamente foi influenciado pela teoria evolucionista de Charles Darwin.

Davis considerava a evolu¸c˜ao da paisagem em uma seq¨uˆencia progressiva de est´agios, cada qual com formas de relevo caracter´ısticas, sendo poss´ıvel determinar o est´agio de desenvolvimento temporal de uma paisagem apenas pelas formas presentes.

Outro fator que influenciou o modelo de Davis foi o desenvolvimento da termodinˆamica.

O ciclo de eros˜ao pode ser visto como a representa¸c˜ao da diminui¸c˜ao de energia potencial

e conseq¨uente aumento da entropia `a medida em que a paisagem ´e erodida (Summerfield,

2.1: Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento 15

1991a). A energia potencial total da paisagem, e portanto seu est´agio de desenvolvimento, poderiam ser relacionadas com a eleva¸c˜ao m´edia sobre o n´ıvel de base (Fig. 2.1.2 A).

O modelo te´orico de Davis se baseia em algumas premissas importantes: que a denuda¸c˜ao ocorra em clima temperado ´umido (clima “normal”), que o ciclo seja iniciado por um soer- guimento relativamente r´apido e breve, e que a eros˜ao n˜ao seja significativa durante a fase de soerguimento.

Figura 2.1.2. Representa¸ c˜ ao esquem´ atica dos modelos de evolu¸ c˜ ao do relevo de Davis (A), Penck (B) e King (C). A t´ıtulo de simplicidade, o n´ıvel de base ´ e assumido como fixo no tempo e a escala de tempo n˜ ao ´ e necessariamente compar´ avel entre os diagramas. No esquema de Davis, a etapa de senilidade deve ser considerada como muito mais longa que as de juventude e maturidade. Adaptado de Summerfield (1991a).

A seq¨uˆencia dos est´agios evolutivos da paisagem d´a lugar a uma s´erie de formas de relevo caracter´ısticas (Fig. 2.1.3) enquanto a regi˜ao passa pelos est´agios de juventude, maturidade e senilidade, at´e que a progressiva diminui¸c˜ao do gradiente dos rios e declividade das encostas produza uma superf´ıcie bastante arrasada, pr´oxima do n´ıvel de base, chamada de peneplano.

No exemplo, a superf´ıcie inicial hipot´etica apresenta baixa amplitude topogr´afica e pode

ser tanto um peneplano gerado em um ciclo anterior, como mostrado (Fig. 2.1.3 A), ou

uma superf´ıcie submarina emersa. O soerguimento provoca a r´apida incis˜ao dos rios, e na

juventude (Fig. 2.1.3 B) vales estreitos separam amplas ´areas de planaltos, o gradiente dos

rios ´e irregular com cachoeiras, corredeiras e lagos devido `a varia¸c˜oes litol´ogicas.

Figura 2.1.3. O ciclo de eros˜ ao de Davis sob clima temperado ´ umido (Strahler, 1960).

A irregularidade de gradiente dos rios ´e eliminada at´e o final da juventude (Fig. 2.1.3 C), quando os rios principais est˜ao nivelados (graded ) e a eros˜ao lateral permite a gera¸c˜ao de plan´ıcies de inunda¸c˜ao estreitas em seu baixo curso. No in´ıcio da maturidade (Fig. 2.1.3 D), os planaltos foram eliminados com o desenvolvimento da drenagem durante a juventude.

Esta ´e a fase de maior amplitude topogr´afica e a rede de drenagem se torna completamente integrada aos rios principais e ajustada `a estrutura.

Deste ponto em diante, a amplitude topogr´afica come¸ca a diminuir, uma vez que os rios nivelados s˜ao rebaixados progressivamente, mais lentamente do que os interfl´uvios. Durante a maturidade, as plan´ıcies de inunda¸c˜ao se tornam mais largas, e os rios principais desenvolvem meandros. Ao fim da maturidade (Fig. 2.1.3 E), a paisagem exibe vales amplos com vertentes suaves e extensas plan´ıcies de inunda¸c˜ao.

Na fase de senilidade (Fig. 2.1.3 F), toda a paisagem est´a nivelada e as plan´ıcies de

inunda¸c˜ao s˜ao v´arias vezes mais amplas do que os canais meandrantes. A eleva¸c˜ao m´edia da

2.1: Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento 17

regi˜ao, pr´oxima do n´ıvel de base, ´e rebaixada muito lentamente. As baixas taxas de eros˜ao permitem a acumula¸c˜ao de espessos mantos de altera¸c˜ao, que protegem a rocha subjacente, livrando os rios de seu controle estrutural. Litologias particularmente resistentes `a eros˜ao podem sobreviver `a fase de senilidade como monadnocks. Um novo soerguimento d´a in´ıcio a um novo ciclo de eros˜ao (Fig. 2.1.3 G).

Davis reconheceu a presen¸ca de fatores complicantes para o desenvolvimento da seq¨uˆencia de evolu¸c˜ao do relevo proposta (Davis, 1899a,b, 1902, 1904, 1905, 1922, 1930b,a). Um novo soerguimento poderia interromper o ciclo em qualquer est´agio e levar ao rejuvenescimento das formas de relevo, que iriam coexistir com formas mais antigas, em uma paisagem polic´ıclica.

O clima foi outro fator a ser levado em conta. O esquema de evolu¸c˜ao do relevo foi desenvolvido no nordeste dos Estados Unidos, cujo clima temperado ´umido foi considerado como “clima normal”. Posteriormente, vers˜oes “´arida” e “glacial” do ciclo geogr´afico foram desenvolvidas. O terceiro fator foi o controle estrutural e litol´ogico na evolu¸c˜ao das forma de relevo. Davis manteve que o controle seria cada vez menos significante `a medida que o ciclo avan¸casse.

Apesar de ter recebido v´arias cr´ıticas quanto `a suposta a¸c˜ao “instantˆanea” do soergui- mento, o pr´oprio Davis (Davis, 1899a) reconhece que o movimento vertical pode ter velocidade tal que ocorra eros˜ao concomitante ao soerguimento, e que ent˜ao os rios principais n˜ao teriam competˆencia para carrear os sedimentos gerados pelo entalhamento dos vales tribut´arios e seu gradiente seria ajustado por agrada¸c˜ao (Fig. 2.1.4).

Figura 2.1.4. Representa¸ c˜ ao do ciclo de eros˜ ao. A linha horizontal αω demarca a passagem do tempo, a linha BDFHK ilustra a altitude m´ edia dos divisores de ´ aguas de uma determinada regi˜ ao e a linha ACEGJ, a altitude m´ edia dos vales. A linha pontilhada representa o entalhamento dos vales durante o soerguimento e posterior agrada¸ c˜ ao dos rios principais (Davis, 1899a, Fig.1.)

O Ciclo Geogr´afico de Davis nunca ganhou aceita¸c˜ao ampla na Europa, mas ele dominou o pensamento geomorfol´ogico norte-americano por d´ecadas. Entre as maiores cr´ıticas ao modelo pode-se citar as suposi¸c˜oes acerca das taxas de soerguimento e de sua freq¨uˆencia, o “clima normal” sob o qual o modelo foi desenvolvido, e a impossibilidade de acomodar as varia¸c˜oes clim´aticas abruptas que caracterizam o Quatern´ario.

2.1.3. O modelo de Penck

Apesar do modelo de Davis nunca ter sido completamente aceito, o ´unico modelo de

evolu¸c˜ao do relevo coerente a surgir antes da Segunda Guerra Mundial foi o do ge´ologo

alem˜ao Walther Penck (Penck, 1924, 1953), publicado postumamente pelo seu pai, o ge´ografo Albrecht Penck, ap´os a morte prematura de W. Penck em 1923, com apenas 35 anos. As id´eias de Penck nunca foram muito difundidas entre os geomorf´ologos de l´ıngua inglesa, tanto pelo seu estilo de escrita e terminologia um tanto quanto complexos, quanto pelo fato de que os cientistas que n˜ao dominavam a l´ıngua germˆanica tiveram que se basear por d´ecadas nas interpreta¸c˜oes errˆoneas de seu trabalho por Davis (1930a,b) e por outros autores, fato apontado por Summerfield (1991a).

Ao contr´ario do modelo de Davis, que assume breves epis´odios de soerguimento r´apido, alternados a longos per´ıodos de estabilidade, Penck diz que:

“Em qualquer caso, o movimento da crosta ´e um processo n˜ao-uniforme, que se torna uniforme apenas temporariamente em seu curso, mas que n˜ao pode nunca come¸car de maneira uniforme com velocidade definida.” (Penck, 1953, p.14)

Assim, ao menos para cintur˜oes orogˆenicos, o soerguimento poderia agir por um longo per´ıodo de tempo, tornando o esquema de est´agios evolutivos de Davis inv´alido. Penck considerava que taxas de soerguimento aumentavam lentamente no in´ıcio, at´e atingirem um m´aximo para ent˜ao diminuir gradualmente. Esta varia¸c˜ao seria refletida pela forma das vertentes, unidade b´asica do desenvolvimento da paisagem.

De acordo com Penck, a evolu¸c˜ao das vertentes ´e um processo diferencial realizado pela intera¸c˜ao de dois fatores atuando em conjunto: soerguimento crustal e denuda¸c˜ao. Com altas taxas de soerguimento, os rios s˜ao al¸cados acima do n´ıvel de base, e seus gradientes aumentam, o que leva a uma maior incis˜ao dos vales, produzindo escarpas com perfil convexo (waxing development – aufsteigende Entwicklung, Fig. 2.1.5 -1). Quando o soerguimento ocorre na mesma velocidade que a denuda¸c˜ao, a taxa de incis˜ao fluvial ´e constante, e o desenvolvimento

´e uniforme, com recuo paralelo e retil´ıneo das vertentes (Fig. 2.1.5 -2).

Se a denuda¸c˜ao ´e mais r´apida que o soerguimento, o n´ıvel de base permanece aproxi- madamente fixo, e o recuo da vertente d´a origem a uma superf´ıcie de inclina¸c˜ao menor que a encosta original (basal slope – Haldenhang ). Com o desenvolvimento de superf´ıcies cada vez menos ´ıngremes, a vertente assume um perfil cˆoncavo (waning development – absteigende Entwicklung, Fig. 2.1.5 -3).

No modelo de evolu¸c˜ao da paisagem de Penck (Fig. 2.1.2B), o aumento gradual da taxa

de soerguimento de uma superf´ıcie prim´aria (Prim¨arrumpf ) leva ao desenvolvimento genera-

lizado de vertentes convexas. Com o soerguimento, pontos de ruptura de gradiente (knick-

points ) ser˜ao gerados nas drenagens. Para Penck (1924, 1953) uma ruptura de gradiente causa

o desenvolvimento de uma superf´ıcie a jusante, controlada pelo n´ıvel de base mais recente,

enquanto que a montante, continuaria a evolu¸c˜ao de uma superf´ıcie em n´ıvel mais elevado,

comandada pelo n´ıvel de base local. Desta maneira seriam criadas superf´ıcies embutidas em

v´arias altitudes, todas evoluindo pelo recuo das vertentes que as limitam (Piedmonttreppen )

(Bigarella et al., 1965).

2.1: Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento 19

Figura 2.1.5. Esquema de forma¸ c˜ ao das vertentes. Adaptado de Bigarella et al. (1965).

Com a diminui¸c˜ao da taxa de soerguimento, passa a ocorrer o desenvolvimento cˆoncavo das vertentes, com menor taxa de incis˜ao fluvial, e o alargamento dos vales pelo recuo paralelo das escarpas individuais passa a predominar. Segundo Summerfield (1991a) esta forma de evolu¸c˜ao morfol´ogica pode ser melhor descrita como substitui¸c˜ao de declive (slope replace- ment), para distingui-la do recuo paralelo da vertente como um todo, tal como proposto por King (1953, 1967) e erroneamente atribu´ıdo por Davis `a Penck (Davis, 1930a,b), uma vez que cada parte do perfil da vertente ´e substitu´ıdo por uma superf´ıcie de menor declividade `a medida que a vertente ´e recuada (Fig.2.1.6C).

`A medida que as vertentes recuam, o material retirado pela eros˜ao ´e depositado nas ´areas

de menor declividade, como pedimentos. A retra¸c˜ao das vertentes pode levar `a forma¸c˜ao

de morros residuais, chamados inselbergs, circundados por pedimentos. A eventual remo¸c˜ao

dos inselbergs leva a uma paisagem descrita como Endrrumpf (plan´ıcie final), composta de

vertentes cˆoncavas de baixo ˆangulo, recuando lentamente.

Apesar do modelo de Penck incluir a resposta das drenagens com rela¸c˜ao `a taxas de soerguimento, ele n˜ao leva em conta fatores importantes, como mudan¸cas clim´aticas, que podem levar `a varia¸c˜oes na descarga dos rios, e diferen¸cas litol´ogicas, que influenciam a rela¸c˜ao entre o comportamento da drenagem e forma das vertentes.

Figura 2.1.6. Modelos de evolu¸ c˜ ao de vertentes com tempo. Adaptado de Summerfield (1991).

2.1.4. Pediplana¸ c˜ ao – O modelo de King

O modelo de evolu¸c˜ao do relevo proposto pelo ge´ologo inglˆes Lester Charles King (King, 1953, 1967) ´e similar ao de Davis, ao assumir soerguimentos r´apidos e epis´odicos em rela¸c˜ao ao per´ıodos de denuda¸c˜ao, e que a forma geral da paisagem seria diagn´ostica de seu est´agio evolutivo (Fig. 2.1.2C). A diferen¸ca essencial est´a no esquema de evolu¸c˜ao das vertentes (Fig. 2.1.6D).

As id´eias de King para o desenvolvimento de vertentes aparentemente foram influenciadas pela interpreta¸c˜ao incorreta do modelo de Penck por Davis (comparar Fig. 2.1.6B e C).

Ao inv´es da substitui¸c˜ao do declive das encostas por declives sucessivamente menores, King (1953, 1967) prop˜oe a regress˜ao paralela de toda a vertente, deixando um pedimento amplo e cˆoncavo, repousando em ˆangulo de 6-7 ^◦ ou menos, em sua base. A coalescˆencia de pedimentos levaria `a forma¸c˜ao de um pediplano.

Uma vez os pedimentos formados, eles iriam persistir por um longo tempo sem grandes mudan¸cas, at´e que um novo soerguimento desse in´ıcio a um novo ciclo de eros˜ao e recuo de escarpamentos, que iria destruir os pedimentos preexistentes e gerar novos dep´ositos.

A idade dos ciclos de denuda¸c˜ao seria ent˜ao ligada ao momento da queda do n´ıvel de base que inicia cada novo ciclo de eros˜ao. A paisagem como um todo, por sua vez, seria diacrˆonica, pois o modelo prevˆe a regress˜ao paralela das vertentes por eros˜ao remontante, e os pedimentos seriam progressivamente mais antigos `a medida em que se afastam da escarpa (Fig. 2.1.7), sendo poss´ıvel se referir `a idades locais de superf´ıcies de aplainamento ou mesmo `a uma idade terminal, determinada pela remo¸c˜ao de um ´ultimo inselberg remanescente (Summerfield, 1991a).

Devido ao diacronismo do desenvolvimento da paisagem, o emprego de superf´ıcies aplai-

nadas em correla¸c˜oes estratigr´aficas regionais mostra-se falho, pois superf´ıcies em eleva¸c˜oes

distintas (e seus dep´ositos correlativos) podem ter fases de desenvolvimento simultˆaneo.

2.1: Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento 21

O modelo de King foi inicialmente desenvolvido no sul da ´Africa, que tem um relevo caracterizado por amplas superf´ıcies aplainadas de baixo mergulho, com presen¸ca de inselbergs localmente, separadas por escarpamentos e desenvolvidas sob clima predominantemente ´arido a tropical.

Figura 2.1.7. Determina¸ c˜ ao de idades de superf´ıcies de eros˜ ao segundo o modelo de King. As superf´ıcie A-D foram geradas em trˆ es epis´ odios de queda do n´ıvel da base. As superf´ıcies s˜ ao diacrˆ onicas e dep´ ositos correlativos podem fornecer uma idade m´ınima local naquele ponto. A idade terminal de uma superf´ıcie ´ e marcada pela remo¸ c˜ ao do ´ ultimo remanescente (D) dessa superf´ıcie. Adaptado de Summerfield (1991a).

Os epis´odios de soerguimento previstos ocorreriam principalmente ao longo das margens continentais como resposta isost´atica `a remo¸c˜ao de material pela denuda¸c˜ao. Ele considerava que tal compensa¸c˜ao isost´atica somente iria ocorrer ap´os a regress˜ao do escarpamento ter atingido uma distˆancia cr´ıtica.

O mecanismo de soerguimento isost´atico descont´ınuo proposto por King deve-se a uma m´a compreens˜ao do comportamento da crosta em resposta `a varia¸c˜oes de carga, que ´e cont´ınua na escala de tempo relativa `a ciclos de denuda¸c˜ao, apesar de que o mecanismo de isostasia flexural permite o soerguimento de margens passivas com escarpamentos em regress˜ao (Gilchrist &

Summerfield, 1990, 1991).

2.1.5. O modelo de B¨ udel

A id´eia central do modelo de desenvolvimento do relevo do geomorf´ologo alem˜ao Julius B¨udel (B¨udel, 1977) ´e o de uma “dupla superf´ıcie de nivelamento”. Em regi˜oes com es- pessos mantos de altera¸c˜ao, principalmente as ´areas tectonicamente est´aveis nos tr´opicos, a denuda¸c˜ao ocorreria simultaneamente pela remo¸c˜ao do material de superf´ıcie e pela decom- posi¸c˜ao qu´ımica na frente de altera¸c˜ao. Esta combina¸c˜ao de processos leva `a forma¸c˜ao de um etchplano, ou uma etchsuperf´ıcie, onde o embasamento irregular ´e exposto, pelo qual o modelo ´e conhecido como etchplana¸c˜ao (Fig. 2.1.8).

Nas regi˜oes tropicais, a litologia e distribui¸c˜ao espacial da drenagem influenciam forte-

mente as taxas de intemperismo e a distribui¸c˜ao e profundidade do manto de altera¸c˜ao. Em

per´ıodos de estabilidade tectˆonica e clim´atica, as taxas de intemperismo e denuda¸c˜ao est˜ao

aproximadamente em equil´ıbrio, e a espessura do manto de altera¸c˜ao varia pouco. Varia¸c˜oes

no clima ou na taxa de soerguimento podem levar `a remo¸c˜ao parcial ou total do material

alterado (Summerfield, 1991a).

Diversos fatores influenciam a forma dos etchplanos, como litologia, estrutura das rochas, intensidade e dura¸c˜ao dos epis´odios de eros˜ao e morfologia da frente de altera¸c˜ao, resultando em v´arios tipos de etchplanos, e `a confus˜oes na aplica¸c˜ao do termo.

Figura 2.1.8. Desenvolvimento de diferentes etchplanos e etchsuperf´ıcies. Os diagramas n˜ ao representam

necessariamente uma seq¨ uˆ encia evolutiva, uma vez que diferentes epis´ odios de eros˜ ao acelerada podem

remover o manto de intemperismo apenas parcialmente. (A) etchplanos laterizados, com espesso manto

de altera¸ c˜ ao e horizontes endurecidos; (B) etchplano dissecado, com vales bem definidos devido ` a incis˜ ao

acelerada e exposi¸ c˜ ao localizada do embasamento; (C) etchplano parcialmente desnudo, ampla disseca¸ c˜ ao

fluvial e remo¸ c˜ ao do manto de altera¸ c˜ ao, revelando diversos afloramentos do embasamento; (D) etchplano

dominantemente desnudo, est´ agio avan¸ cado de disseca¸ c˜ ao, com manto de altera¸ c˜ ao preservado apenas

em baixadas, e onde o embasamento exposto tamb´ em sofreu eros˜ ao; (E), etchsuperf´ıcie incisa, onde o

embasamento foi bastante modificado por eros˜ ao fluvial, quase certamente devido ` a queda do n´ıvel de

base. Adaptado de Thomas (1974).

2.1: Desenvolvimento de longo-termo do relevo e superf´ıcies de aplainamento 23

2.1.6. A influˆ encia da Geomorfologia Clim´ atica no Brasil: os modelos de Ab’S´ aber e Bigarella

A partir da d´ecada de 1960, os trabalhos de Aziz Ab’S´aber (Ab’S´aber, 1960, 1969) e Jo˜ao Jos´e Bigarella (Bigarella et al., 1965) mostram a influˆencia da escola da Geomorfologia Clim´atica, cujos trabalhos iniciais remontam `a Emmanuel de Martonne (de Martonne, 1913) e Albrecht Penck (Penck, 1905, 1910), com uma mudan¸ca na linguagem e na interpreta¸c˜ao dos fatos geomorfol´ogicos (Ross, 1991). Apesar da influˆencia das teorias de Penck e King nestes trabalhos, ´e marcante a incorpora¸c˜ao das mudan¸cas clim´aticas e suas rela¸c˜oes com processos morfogen´eticos e pedogen´eticos.

Dois conjuntos de processos se alternam no modelado da paisagem: o dos processos de morfogˆenese mecˆanica, que opera sob clima semi-´arido, promove a degrada¸c˜ao lateral da topografia, a deposi¸c˜ao de pedimentos e a conseq¨uente forma¸c˜ao de pediplanos; e o dos pro- cessos que atuam em clima ´umido, envolve a decomposi¸c˜ao qu´ımica, eros˜ao linear e profunda disseca¸c˜ao da topografia (Fig. 2.1.9).

Figura 2.1.9. Esquema b´ asico de evolu¸ c˜ ao das vertentes, baseado em alternˆ ancias clim´ aticas. Modificado

de Penck (1953).