INVESTIGAÇÃO DA INFLUÊNCIA DOS PROCESSOS
DENUDACIONAIS NA EVOLUÇÃO DO RELEVO DA SERRA
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitor
João Luiz Martins
Vice-Reitor
Antenor Barbosa Júnior
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Tanus Jorge Nagem
ESCOLA DE MINAS
Diretor
José Geraldo Arantes de Azevedo Brito
Vice-Diretor
Wilson Trigueiro de Souza
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
TESE DE DOUTORAMENTO
Nº 45
INVESTIGAÇÃO DA INFLUÊNCIA DOS PROCESSOS
DENUDACIONAIS NA EVOLUÇÃO DO RELEVO DA SERRA DO
ESPINHAÇO MERIDIONAL, MINAS GERAIS – BRASIL
Helen Nébias Barreto
Orientadores
César Augusto Chicarino Varajão (PPGECRN-UFOP)
Didier Lionel Bourlès (EDSE-AMU)
Tese desenvolvida em co-tutela apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro
Preto como requisito parcial à obtenção do título de doutor em Ciências Naturais, área de concentração: Geologia Ambiental e Conservação de Recursos Naturais e apresentada também à Ecole
DoctoraleenSciences de l’Environnement (ED251 – EDSE) da Université Aix-Marseille III como requisito parcial à obtenção do título de e título de Docteur em Sciences de l’Environnement
OURO PRETO
B273i Barreto, Helen Nébias.
Investigação da influência dos processos denudacionais na evolução do relevo da Serra do Espinhaço Meridional, Minas Gerais – Brasil [manuscrito] / Helen Nébias Barreto – 2012.
148 f.: il. color.; grafs.; tabs.; mapas.
(Contribuições às ciências da terra, Série D.v.27, n. 45) ISSN: 85-230-0108-6
Orientador: Prof. Dr. César Augusto Chicarino Varajão. Orientador: Prof. Dr. Didier Lionel Bourlès.
Tese (Doutorado) – Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Evolução
Crustal e Recursos Naturais.
Área de concentração: Geologia Ambiental e Conservação de Recursos Naturais.
1. Relevo - Teses. 2. Isótopos - Teses. 3. Espinhaço, Serra (MG) - Teses. I. Varajão, César Augusto Chicarino. II. Bourlès, Didier Lionel. III. Universidade Federal de Ouro Preto. IV. Título.
CDU: 551.43(238.313)
Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais
Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br
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Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.
ISSN 85-230-0108-6
Depósito Legal na Biblioteca Nacional
Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto
Meus sinceros agradecimentos:
A minha família, pelo apoio, fé, solidariedade e amor incondicionais;
Aos colegas de doutorado Fernanda e Luis Felipe; pelo apoio, companhia e pelos momentos de
alegria.
Aos colegas do IGC, Marina e Érik, pelo apoio nas visitas de campo;
Aos técnicos dos laboratórios da Escola de Minas da UFOP e do Instituto de Geociências da UFMG,
que auxiliaram no processo de preparação e análise das amostras;
Aos professores da UFOP Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior, Dr. Jorge Carvalho de Lena, Dr. Paulo de
Tarso Amorim Castro e Dr. Newton de Souza Gomes, pelo apoio e contribuições.
Aos colegas da Université Aix-Marseille III/CEREGE, Laëtitia Leanni, Frédéric Chauvet, Georges
Aumaître, Maurice Arnold e Karim Keddadouche, pela orientação e ajuda no desenvolvimento do
doutorado sanduíche.
A Dra. Bárbara Goecking, pelo estímulo ao autoconhecimento e pela força;
A Profa.Vera Lúcia Giusti, pelas valiosas contribuições na língua portuguesa;
A FAPEMIG, ao CNPQ e ao Programa CAPES/COFECUB pelo apoio financeiro e pelas bolsas
concedidas ao longo do desenvolvimento deste estudo.
Meus agradecimentos especiais:
Ao Prof. Dr. César Augusto Chicarino Varajão, pela orientação e crescimento profissional;
Ao Prof. Dr. Didier Lionel Bourlès, pela orientação;
A Profa. Dra. Angélica Fortes Drumond Chicarino Varajão, pelo apoio, orientação e pela oportunidade
de experiência internacional;
Ao Prof. Dr.André Augusto Rodrigues Salgado, pelo incentivo e contribuições neste estudo;
LISTA DE FIGURAS ... xiii
LISTA DE TABELAS ... xvi
LISTA DE QUADROS ... xvii
RESUMO ... xix
ABSTRACT ... xxi
RESUMÉ ... xxiii
APRESENTAÇÃO ... xxv
CAPÍTULO 1. CONSIDERAÇÕES INICIAIS ... 1
1.1. Introdução ... 1
1.2. Objetivos ... 2
1.3. Área de Estudo ... 3
CAPÍTULO 2. CARACTERIZAÇÃO REGIONAL ... 5
2.1. Clima e Vegetação ... 5
2.2. Geologia Regional ... 6
2.3. Compartimentos Geomorfológicos ... 9
2.4. Solos ... 11
CAPÍTULO 3. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA ... 13
3.1. Erosão e Denudação: base conceitual e terminologias ... 13
3.2. A interpretação da evolução do relevo: técnicas de mensuração de taxas de denudação ... 14
3.2.1. Denudação geoquímica em águas superficiais ... 15
3.2.2. Denudação de longo termo por meio da mensuração da concentração do isótopo de 10Be ... 16
3.3. Análise micromorfólogica de solos aplicada a estudos geomorfológicos ... 24
CAPÍTULO 4. MATERIAL E MÉTODOS ... 25
4.1. Escolha da Área de Estudo ... 25
4.2. Levantamento de Material Bibliográfico e Cartográfico... 25
4.3. Definição da Amostragem ... 26
4.3.1. Utilização do Geoprocessamento ... 26
4.3.2. Elaboração de perfis longitudinais regionais ... 27
4.3.3. Escolha das Bacias Hidrográficas ... 27
4.3.4. Perfis de solo ... 32
4.4. Levantamento de Campo ... 32
4.4.1. Reconhecimento da área de estudo e escolha dos pontos de coleta ... 32
4.5.1. Análises químicas das águas superficiais ... 35
4.5.2. Análises dos sedimentos ... 35
4.5.3 Análises físicas, Químicas e Micromorfológicas de Solos ... 38
4.6. Discussão e Análise dos Resultados ... 39
CAPÍTULO 5. Estudo das taxas de denudação química da Serra do Espinhaço Meridional (MG), com base na carga catiônica dissolvida ... 41
5.1. Introdução ... 41
5.2. Caracterização da Serra do Espinhaço Meridional ... 43
5.3. Procedimentos Metodológicos ... 48
5.4. Resultados e Discussão ... 52
5.4.1. Parâmetros físico-químicos da Serra do Espinhaço Meridional ... 52
5.4.2. Quantificação da denudação química com base na carga catiônica dissolvida ... 53
5.4.3. Taxa de Rebaixamento Químico ... 58
5.5. Considerações Finais ... 60
CAPÍTULO 6. Denudation rates of the Southern Espinhaço Range, Minas Gerais, Brazil, determined by in situ-produced cosmogenic beryllium-10 ... 61
6.1. Introduction ... 61
6.2. The Southern Espinhaço Range ... 63
6.3. Sampling and Methods ... 66
6.4. Laboratory Analysis ... 71
6.5. Results ... 72
6.5.1. Serra do Cipó and Serra Talhada ... 72
6.5.2. Diamantina Plateau ... 75
6.6. Discussion ... 77
6.7. Summary ... 78
CAPÍTULO 7. The impact of diamond extraction on long-term 10Be denudation rates in the Diamantina Plateau (Minas Gerais, Brazil) ... 81
7.1. Introduction ... 81
7.2. The Southern Espinhaço Range ... 82
7.3. Sampling and Methods ... 86
7.4. Laboratory Analysis ... 90
7.5. Results and Discussion ... 92
7.6. Conclusion ... 93
CAPÍTULO 8. Análise de perfis de solo da Serra do Espinhaço Meridional (Minas Gerais) e sua contextualização na evolução da paisagem ... 95
8.4. Resultados ... 100
8.5. Discussão ... 109
8.6. Conclusões ... 109
CAPÍTULO 9. CONSIDERAÇÕES FINAIS ... 111
Figura 1.1 – Mapa de Localização da Área de Estudo ... 3
Figura 2.1 - A-Floresta Estacional Semidecidual no município de Conceição do Mato Dentro; B-Mata ciliar na bacia do córrego Canudos no município de Diamantina; C- Cerradão, uma das variações do cerrado, com dossel contínuo e cobertura arbórea; D-Campos rupestres na região de Gouveia ... 6
Figura 2.2 - Estratigrafia dos principais conjuntos tectono-estratigráficos da Serra do Espinhaço Meridional (Almeida-Abreu 1995 ... 7
Figura 2.3 – 2.3.1-
Hogbacks
na região de Gouveia e; 2.3.2 - na bacia do rio Jequitinhonha
no município de Serro. 2.3.3: Escarpamento regular da borda oeste. 2.3.4: Paisagem típica
do contato da borda leste: compartimento altimetricamente elevado, sustentado pelos
quartzitos e, relevo de meia laranja dos granitos-gnaisses no compartimento mais baixo.
Estrada entre os municípios de Morro do Pilar e Itambé do Mato Dentro ... 10
Figura 3.1 - Cascata nuclear da interação raios cósmicos/atmosfera. As três componentes maiores produzem partículas secundárias: prótons (p), nêutrons (n) e muons (µ) na atmosfera e nas rochas (Gosse & Phillips 2001 ... 18
Figura 3.2 - Modelo de evolução da concentração de Be
10(at.g
-1) em função do tempo (t).
O modelo apresenta a acumulação de átomos por grama de Be
10produzido
in situ
em
função do tempo (t) de exposição da superfície aos raios cósmicos e da taxa de erosão. As
curvas representam taxas constantes de erosão de 1, 10, 100 e 1000 m.Ma
-1. A
concentração de Be
10aumenta com o tempo, aproximando-se de um estado de equilíbrio
entre produção e perdas por decaimento radioativo e erosão. As concentrações de Be
10atingem um estado de equilíbrio mais rápido quando se verifica taxas de erosão elevadas.
Por outro lado, as concentrações de Be
10atingem um estado de equilíbrio mais lentamente
onde se tem baixas taxas de erosão ... 22
Figura 4.1 - Bacias hidrográficas amostradas na Serra do Espinhaço Meridional ... 28
Figura 4.2 - Geologia simplificada das bacias hidrográficas amostradas na Serra do Espinhaço Meridional ... 31
Figura 4.3 - Localização dos perfis de solo amostrados ... 32
Figura 5.1 - Localização da Serra do Espinhaço Meridional ... 44
Figura 5.2 - Representação simplificada das unidades geológicas da Serra do Espinhaço Meridional ... 45
Jequitinhonha e do rio São Francisco ... 57
Figura 5.6 - Taxa de Rebaixamento Químico na Serra do Espinhaço Meridional ... 59
Figure 6.1 - Location of Espinhaço Range ... 62
Figure 6.2 - Map of the Southern Espinhaço, showing the location of the three investigated drainage basins: Doce, Jequitinhonha and São Francisco. ... 63
Figure 6.3 - Geologic map of the SER (modified from Alkmim et al., 2006). ... 65
Figure 6.4 - Sampling locations in the Southern Espinhaço. A) Southern Espinhaço Range. B) Detail of sampling points for the northern part (Diamantina Plateau). C) Detail of sampling points for the middle part (Serra Talhada). D) Detail of sampling points for the southern part (Serra do Cipó) ... 67
Figure 6.5 - Geologic map of the Southern Espinhaço. A) Only the principal lithologies are shown. Quartzite rocks are the substratum of most of the catchments investigated (modified from Grossi-Sad et al., 1997). B) Detail of the geology of the northern part (Diamantina Plateau). C) Detail of the geology of the middle part (Serra Talhada). D) Detail of the geology of the southern part (Serra do Cipó). ... 70
Figure 6.6 - Denudation rates of Serra do Cipó and Serra Talhada. Each pair of bars (dark and light grey) corresponds to the facing catchments on the western (light grey) and eastern (dark grey) sides of the SER. ... 73
Figure 6.7 - Relationships between catchment-averaged denudation rates and physical parameters for Serra do Cipó and Serra Talhada. A) catchment area; B) maximum elevation; C) average elevation; D) catchment relief; and E) mean slope ... 74
Figure 6.8 - Denudation rates of the Diamantina Plateau. Each pair of bars (dark and light grey) corresponds to facing catchments on the western (light grey) and eastern (dark grey) sides of the SER. ... 75
Figure 6.9 - Relationships between catchment-averaged denudation rates and geomorphic parameters for the Diamantina Plateau. A) catchment area; B) maximum elevation; C) average elevation; D) catchment relief; and E) mean slope. ... 77
Figure 6.10 - 10Be denudation rates for the Southern Espinhaço ... 77
Figure 7.1- Map of the Southern Espinhaço Range showing the location of the two investigated areas: the Diamantina Plateau and the Serra do Cipó National Park ... 83
Figure 7.4 - Recent photograph of the New Campo do Sampaio Mine ... 86
Figure 7.5 - Sampling locations in the Southern Espinhaço. 5A: detailed map showing the sampled points in the northern portion (Diamantina Plateau); 5B: detailed map showing the sampled points in the southern portion (Serra do Cipó National Park). ... 88
Figure 7.6 - GeoEye Google Earth image (2012) showing the São João da Chapada district (1); Buraco Mine (2); Old Campo do Sampaio Mine (3); New Campo do Sampaio Mine (4); and overloaded streams at sample points O01, O02 and O03. ... 89
Figure 7.7 - Photograph of sample point O02 showing the overloaded Pardo Grande stream (see point O02 in Fig. 7.6). ... 90
Figura 8.1 - Mapa de localização dos perfis de solo ... 99
Figura 8.2 - Foto e desenho esquemático do Perfil 1 ... 100
Figura 8.3 – 8.3.1: Fotomicrografia do HC em luz polarizada cruzada (LPC); 8.3.2 e 3: Fotomicrografias do HB em luz polarizada cruzada (LPC), com aumento de 10X e 5X, respectivamente. 8.3.4 e 5: Fotomicrografias do HA, com aumento de 1.6X e 5X com luz polarizada descruzada (LPD) ... 101
Fig. 8.4 - Difratogramas de raios X (Cu Kα) da fração argila < 2 m) em lâminas orientadas secas ao ar, dos horizontes B dos perfis 1, 2 e 16, e do HC do perfil 13. C: caulinita; Gb: Gibbsita; Go: Goethita; H: Hematita; IL: Ilita; Q: Quartzo; T: Talco; V: Vermiculita ... 102
Figura 8.5 - Destaque para horizonte A predominantemente cascalhoso e desenho esquemático do perfil 2 ... 103
Figura 8.6 – 8.6.1: Fotomicrografia do horizonte C (LPC); 8.6.2: Fotomicrografia do horizonte C, nível sericítico. 8.6.3: Fotomicrografia do horizonte B (LPD), presença de litoporos; 8.6.4: horizonte B, presença de cutãs; 8.6.5: Fotomicrografia do horizonte B, com concentração plasmática linear ... 104
Figura 8.7 - Desenho esquemático do perfil 16 ... 105
Figura 8.8 – 8.8.1: Fotomicrografia do horizonte C (LPC); 8.8.2: Fotomicrografia do horizonte C (LPD); 8.8.3: Fotomicrografia do horizonte B (LPC), aspecto geral da lâmina com destaque para o grão de quartzo; 8.8.4: Fotomicrografia do horizonte B (LPD) ... 105
Figura 8.9 - Desenho esquemático do perfil 13 ... 106
Tabela 4.1 - Dados das bacias hidrográficas da Serra do Espinhaço Meridional ... 29
Tabela 4.2 - Substrato litológico simplificado (%) predominante nas bacias hidrográficas amostradas em relação à área (km2) ... 30
Tabela 5.1- Substrato litológico simplificado (%) predominante nas bacias hidrográficas amostradas em relação à área (km2) ... 49
Tabela 5.2 - Dados das bacias hidrográficas da Serra do Espinhaço Meridional ... 50
Tabela 5.3a - Concentração de cátions, pH e TDS das bacias hidrográficas da Serra do Cipó e Serra Talhada por estação climática ... 53
Tabela 5.3b - Concentração de cátions, pH e TDS das bacias hidrográficas do Planalto Diamantina por estação climática ... 54
Table 6.1 - Sample locations and geomorphic catchments parameters ... 67
Table 6.2 - The percentage area of the main lithologies in the sampled catchments from the SER and their respective densities ... 69
Table 6.3 - Cosmogenic nuclide results for the Serra do Cipó and Serra Talhada alluvial samples ... 73
Table 6.4 - Cosmogenic nuclide results for Diamantina Plateau alluvial samples ... 76
Table 7.1 - Sample locations and geomorphic catchment parameters ... 87
Quadro 4.1 - Agrupamento simplificado das unidades litológicas, com base no mapeamento definido pelo Projeto Espinhaço (Grossi-Sad et al. 1997) ... 30
Quadro 8.1 - Características Macroscópicas dos perfis estudados na Serra do Espinhaço Meridional ... 105
Quadro 8.2 - Análises químicas percentuais dos perfis de solo estudados ... 106
Este trabalho se propõe ao estudo da evolução da Serra do Espinhaço Meridional (SdEM), por meio de um estudo comparativo das taxas de erosão (denudação geoquímica e isótopos cosmogênicos (10Be)) das bacias das bordas leste (bacias atlânticas) e oeste (bacias interioranas); comparar áreas preservadas com áreas mineradas e da análise regional dos perfis de solo.
Através das análises físico-químicas de águas superficiais foram determinadas as taxas de denudação química atual das bacias, cujos resultados correspondem na porção sul, a 3,84 ton/km2/ano e 5,71 ton/km2/ano, nas bacias dos rios São Francisco e Doce, respectivamente; e na porção norte, a 1,40 ton/km²/ano e 0,74 ton/km²/ano, nas bacias dos rios São Francisco e Jequitinhonha. As taxas de rebaixamento geoquímico mostraram que o relevo da SdEM evolui lentamente na bacia do rio São Francisco (sul:1,43 m/Ma; norte: 0,28 m/Ma), na bacia do rio Doce (2,13 m/Ma) e na bacia do rio Jequitinhonha (0,52 m/Ma). As taxas foram maiores na bacia do rio Doce, indicando provavelmente processo de denudação diferencial influenciado pela neotectônica do médio vale do rio Doce.
Por meio da quantificação da concentração de isótopos cosmogênicos de 10Be em sedimentos aluviais constatou-se, nas bacias com baixa interferência antrópica , uma evolução lenta do relevo nos últimos 1,5Ma, com as respectivas taxas na porção sul (Parque Nacional da Serra do Cipó), 4.91±1.01 m/Ma e 3.65±1.26 m/Ma para as bacias do Doce e do São Francisco, respectivamente. Estes resultados evidenciam o controle litológico e a resistência dos quartzitos frente às demais rochas constituintes da SdEM.
Considerando a atividade antrópica nas bacias do Planalto Diamantina, foram encontradas as seguintes taxas de denudação de longo-termo: (i) 2,60±0,08 m/Ma a 5,56±0,16 m/Ma, nas bacias onde os sedimentos aluviais foram retrabalhados pelo garimpo de diamantes, que se assemelham às taxas de denudação das bacias com baixa interferência antrópica da Serra do Cipó e; (ii) 22,83±1,52 m/Ma e 6,42±0,21 m/Ma, nas bacias com sobrecarga de sedimentos em virtude da prospecção de diamantes a partir do desmonte hidráulico do saprolito. Esse estudo demonstrou a influência da atividade mineral nas taxas de erosão das bacias afetadas pela sobrecarga de sedimentos provenientes da remoção do saprolito pela explotação de diamantes.
As análises granulométricas, químicas, mineralógicas e micromorfológicas dos perfis de solo em unidades lito-estratigráficas da SdEM, apontaram para um perfil representativo constituído por Neossolos e Cambissolos, eocênicos, caracterizados pela presença de uma camada pedregosa discordante, sobre os horizontes HB ou HC. As formações superficiais desse perfil de solo foram erodidas provavelmente no Plioceno, em condições áridas, o que permitiu a concentração desses cascalhos, dando origem a um paleo-pavimento no processo de evolução da paisagem. A análise integrada da pedogênese e das taxas de erosão permitiu a compreensão da lenta evolução do relevo da Serra do Espinhaço Meridional.
This work aims to study the evolution of the Southern Espinhaço Range (SER), through a comparative study of the denudation rates (geochemical denudation and in situ production of the cosmogenic 10Be in fluvial sediments) estimated from these measurements were compared with those that affect the western (São Francisco River) and eastern (Doce and Jequitinhonha Rivers) basins, which face the West San Francisco craton and the Atlantic; to compare preserved natural catchments to those catchments subjected to panning processes; and regional analysis of soil profiles.
The rates of geochemical denudation of surface waters showed that the relief of SER evolves slowly for the São Francisco River (southern portion, 1.43 m My-¹; northern portion, 0.28 m My-¹), the Doce River (2.13 m My-¹) and Jequitinhonha River (0.52 m My-¹) basins. The rates were slightly higher in the Doce River Basin, indicating differential denudation process probably as a consequence of a Quaternary distensive tectonic at the Doce River’s middle valley.
The long-term 10Be denudation rates measured in alluvial sediments, in catchments less disturbed by human activities, showed that the relief of SER evolves slowly in the last 1.5 Ma: (i) in the southern portion were founded 4.91 ± 1.1 m My-¹ and 3.65 ± 1.26 m My-¹ for the Doce and São Francisco river basins, respectively. The low values showed the control exerted by resistant quartzitic lithology compared to other lithologies of the SER.
Considering the catchments which was subjected to diamond exploitation in the Diamantina Plateau, the long-term 10Be denudation rates obtained were: (i) 2.60 ± 0.08 m My-¹ to 5.56 ± 0.16 m My-¹ in catchments where sediments were reworked by alluvial diamond mining, were similar to denudation rates from the natural preserved catchments in the Serra do Cipó and; (ii) 22.83 ± 1.52 m My-¹ and 6.42 ± 0.21 m My-¹, in overloaded catchments (alluvial sediments originating from panning processes on saprolites located upstream). This study demonstrated the influence of mining activity on denudation rates in overload catchments affected by diamond exploitation.
The chemical, mineralogical and micromorphological analysis of soil profiles in the litho-stratigraphic units of SER, showed representatives profiles (Eocene) consisting of Regosols and Cambisols, characterized by the presence of a stone line unconformity on the horizons HB or HC. The surface formations of soil profile were eroded probably in the Pliocene, in arid conditions, which allowed the concentration of these gravels, yielding a paleo-pavement in the process of landscape evolution. The integrated analysis of pedogenesis and erosion rates allowed to understanding the slow relief evolution of the Southern Espinhaço Range.
Key-words: Denudation, Relief evolution, Cosmogenic isotope 10Be, Southern Espinhaço Range, Brazil
Ce travail présente une étude de l’evolution du massif d’Espinhaço Méridional, par le moyen des taux de dénudation (dénudation géochimique et dénudation long-terme en utilisantles concentrations en 10Be produit in-situ) de bassins-versants, tout en mettant en évidence une éventuelle dissymétrie entre les composantes Ouest (Bassin du Rivière São Francisco) et Est (Bassins des Rivières Doce et Jequitinhonha). Il fait aussi une analyse régionale des profils de sol aussi bien qu’une comparasion des taux de dénudation des bassins préservées et des bassins minières.
Les taux de dénudation géochimique actuels ont été déterminés par les analyses physique et chimique des eaux superficielles. Les résultats obtenus permettent d’estimer des taux de dénudation moyens intégrés à l’échelle des bassins-versants de la zone d’étude: 1,43 m/Ma-1 dans la portion sud-ouest (Bassin du Rivière São Francisco; 0,28 m/Ma-1 à nord-ouest (Bassin du Rivière São Francisco); 2,13 m/Ma-1 à sud-est (Bassin du Rivière Doce) et 0,52 m/Ma-1 à nord-est (Bassin du Rivière Jequitinhonha). Les taux observés mettent en évidence une dénudation différentielle entre les deux composantes Est et Ouest avec une érosion plus élevée à Est. Probablement les taux étaient plus élevées dans le bassin de la Rivière Doce influencée par la néotectonique de la portion moyenne de la vallée de la Rivière Doce.
Les taux de dénudation estimés utilisant les concentrations en 10Be produit in-situ dans le quartz provenant de sédiments présents aux exutoires des fleuves qui ont été trouvés dans les bassins non perturbés sont très faibles et indiquent une évolution lente du relief dans le dernier 1,5 Ma. Les résultats obtenus ont été dans la portion sud (Parque Nacional da Serra do Cipó), 4,91 ± 1,1 m/Ma-1 et 3,65 ± 1,26 m/Ma-1 pour les bassins des Rivières Doce et São Francisco, respectivement. Ces résultats montrent le contrôle lithologique et la résistance du quartzite d’Espinhaço Méridional par rapport aux roches composant le substratum de la région.
Les taux de dénudation (10Be) obtenus dans les bassins perturbés par l'activité humaine dans le Plateau Diamantina ont varié de 2,60 ± 0,08 m/Ma-1 à 5,56 ± 0,16 m/Ma-1 dans les bassins où les sédiments alluviaux ont été retravaillés par l’extraction de diamants. Ces taux ressemblent à ceux de la dénudation des bassins-versants non perturbés de la Serra do Cipó. Toutefois les taux dans les bassins où les sédiments alluviaux ont été surchargés par l'exploitation des diamants dans le saprolite ont été de 22,83 ± 1,52 m/Ma-1 et 6,42 ± 0,21 m/Ma-1. Cette étude a démontré l'influence de l'activité minière sur les taux de dénudation des bassins touchés par la surcharge de l'enlèvement des sédiments de la saprolite par l'exploitation des diamants.
Les analyses granulométriques, chimiques, minéralogiques et micromorphologiques des profils de sol dans les unités litho-stratigraphiques d’Espinhaço Méridional ont souligné un profil représentatif composé de Regosols et Cambisols (Éocène), caractérisés par la présence d'une couche pierreuse discontinue sur le HB ou HC horizons. Les formations superficielles du profil de sol érodé étaient probablement au Pliocène, dans des conditions arides, ce qui a permis la concentration de ces graviers, ce qui crée une couche dans le processus d'évolution du paysage. L'analyse intégrée de la pédogénèse et les taux d'érosion a permis la compréhension de la lente évolution du massif d’Espinhaço Méridional.
Este trabalho está organizado em nove capítulos. A estrutura do trabalho de tese será em torno de artigos publicados em periódicos ou publicações equivalentes. Consequentemente, sua organização compreende as seguintes partes principais:
Capítulo 1 – Considerações Iniciais: apresenta o tema, área investigada e os objetivos desse trabalho;
Capítulo 2 - Caracterização Regional: caracteriza a área investigada do ponto de vista da sua localização, caracterização climática, do arcabouço litológico, geomorfológico e pedológico;
Capítulo 3 - Revisão Bibliográfica: enumera as principais bases conceituais e terminologias utilizadas na pesquisa;
Capítulo 4 - Materiais e Métodos: apresentação dos procedimentos adotados durante a elaboração desse trabalho e as principais técnicas e métodos de pesquisa utilizados para efetuar as análises acerca da evolução do relevo;
Capítulo 5 - Resultados: Estudo das taxas de denudação química da Serra do Espinhaço Meridional (MG), com base na carga catiônica dissolvida (Artigo publicado na revista Geociências da UNESP em dezembro de 2012);
Capítulo 6 - Resultados: Denudation rates of the Southern Espinhaço Range, Minas Gerais, Brazil, determined by in situ-produced cosmogenic beryllium-10 (Artigo publicado na revista
Geomorphology em fevereiro de 2013);
Capítulo 7 - Resultados:The impact of diamond extraction on long-term 10Be denudation rates in the Diamantina Plateau (Minas Gerais, Brazil) (Artigo submetido à revista Journal of South American Earth Sciences em setembro de 2012);
Capítulo 8 - Resultados:Análise de perfis de solo da Serra do Espinhaço Meridional (Minas Gerais) e sua contextualização na evolução da paisagem (Artigo a ser submetido à revista científica).
Capítulo 9 – Considerações finais.
CAPÍTULO 1
CONSIDERAÇÕES INICIAIS
1.1 -
INTRODUÇÃOA evolução do relevo, dos processos de formação e esculturação do modelado e das formas
originadas têm sido objeto fundamental das investigações geomorfológicas. Muitos alicerces teóricos
acerca da evolução do relevo estão sendo avaliados a partir da investigação de processos de erosão e
denudação (Bierman 1996). Recentemente, o desenvolvimento de técnicas e métodos inovaram as
pesquisas que tangem à geocronologia aplicada à processos denudacionais. Nesse contexto,
introduzem uma nova concepção para estudos geomorfológicos, à medida que priorizam informações
relacionadas à quantificação de taxas em bacias hidrográficas (Bishop 2007).
Tais métodos apontam para a necessidade de incorporação de análises de processos
denudacionais nas investigações geomorfológicas, uma vez que se propõem à correlação e
quantificação de sedimentos depositados, junto às bacias marginais, e aquele erodido das áreas
continentais adjacentes, para comprovação científica no que se refere às taxas de erosão, objetivando a
compreensão da gênese do relevo. Para tanto, utiliza-se especialmente de técnicas de datação para
estabelecer a geocronologia (de 0,3 até 1,5 milhão de anos) desses processos, como a concentração de
isótopos cosmogênicos em sedimentos aluviais (Brown et al. 1995b).
Esse método favorece a investigação da evolução do relevo da Serra do Espinhaço Meridional,
(SdEM), objeto de diversos estudos desde o início do século XX referentes à caracterização geológica,
sobretudo pelas abordagens dos aspectos petrográficos ou genéticos das jazidas diamantíferas ou
auríferas da região (Fogaça 1997). Os avanços das contribuições, dentro de um enfoque regional mais sistemático, foram adquiridos com os inúmeros trabalhos da equipe de pesquisadores que atuaram na
região a partir da década de 60 (Pflug 1963, 1965, 1968; Pflug & Carvalho, 1964; Pflug et al. 1969; Renger 1972).
O mapeamento regional, a identificação das principais unidades geológicas e as pesquisas em
vários campos da geologia tornou-se o foco das pesquisas relacionadas à Serra do Espinhaço
Meridional. Dentro desse contexto, do ponto de vista geomorfológico, a evolução do relevo do
Espinhaço é pouco conhecida. Portanto, dados sobre a investigação geocronológica, integrados ao
contexto tectônico e ao conhecimento geológico disponível sobre a área, constituem importantes
argumentos para discussão desse tema. Além disso, representa pesquisa de maior detalhe e
complementar, face aos trabalhos publicados e aos resultados de mais de trinta anos de estudos
A predominância de um mesmo litotipo (rochas quartzíticas) ao longo de todo o
compartimento, a baixa interferência antrópica e o grau de preservação, caracterizados pela presença
de diversas unidades de conservação (Parque Nacional da Serra do Cipó, Parque Estadual da Serra do
Intendente, Área de Proteção Ambiental de Biribiri), são prerrogativas fundamentais para
quantificação dos processos denudacionais pelo método de investigação por isótopos cosmogênicos.
A determinação da concentração de isótopos cosmogênicos (10Be) em sedimentos aluviais,
possibilita a construção da história de exposição de cada bacia de drenagem e, consequentemente, de
esculturação do relevo, inovando as perspectivas de pesquisas relacionadas à geomorfologia em
regiões tropicais. Paralelamente, a relação com as características litológicas e parâmetros
morfométricos da área possibilitam melhor interpretação dos resultados das taxas denudacionais.
Ressalta-se, ainda, a inexistência de estudos relativos à Serra do Espinhaço Meridional, por meio da
investigação por isótopos cosmogênicos.
1.2 - OBJETIVOS
O principal objetivo desse estudo é compreender a evolução do relevo da Serra do Espinhaço
Meridional, abordando, em escala regional, a denudação do escarpamento bordejado por dois grandes
compartimentos hidrográficos – a bacia do rio São Francisco e as bacias de Centro-leste brasileiro
(rios Jequitinhonha e Doce) – e suas implicações na evolução do relevo. No intuito de contribuir para
o conhecimento geomorfológico da área investigada, o cumprimento desse objetivo implica em seguir
linhas de investigações peculiares, a saber:
a) Caracterizar a área de estudo e definir bacias hidrográficas localizadas em ambas as
vertentes da Serra do Espinhaço Meridional como recorte espacial para o desenvolvimento da
pesquisa, com base na interpretação cartográfica, realização de trabalhos de campo e em dados
existentes relacionados às investigações geomorfológicas e geológicas.
b) Amostrar bacias hidrográficas predominantemente de mesmo substrato litológico,
equidistantes do divisor hidrográfico (cabeceiras de drenagem) e com baixo grau de interferência
antrópica,como pré-requisitos para comparação dos dados de ambas as vertentes;
c) Determinar a taxa de denudação geoquímica por meio de análises físico-químicas de águas
superficiais, como forma de mensurar o rebaixamento geoquímico atual das bacias investigadas;
d) Estabelecer taxas de denudação de longo-termo, por meio da utilização do método
geocronológico de concentração do isótopo cosmogênico 10Be, que abrange a escala temporal de 1,38
milhão de anos, e correlacioná-las às características do substrato litológico e aos parâmetros
e) Analisar regionalmente perfis de solo nas principais unidades litológicas, por meio de
análise micromorfológica, química, granulométrica, e mineralógica dos horizontes, com o objetivo de
se verificar o grau de intemperização desses perfis, como subsídio às investigações geomorfológicas.
f) correlacionar os resultados das taxas de denudação geoquímica e de denudação de
longo-termo, a fim de se verificar se o método geocronológico valida a erosão diferencial apontada pelos
indicadores geomorfológicos da área.
1.3 - ÁREA DE ESTUDO
A região de estudo corresponde à Serra do Espinhaço Meridional e localiza-se no estado de
Minas Gerais, ocupando uma faixa de orientação norte-sul que se estende dos municípios de Santana
do Riacho, ao sul, até Olhos d’água, ao norte, seguindo aproximadamente o meridiano 43°30'. Dentre
as principais cidades destacam-se, Diamantina, Gouveia, Conceição do Mato Dentro, Santana do
Riacho e Itambé do Mato Dentro (Figura 1.1).
Figura 1.1 – Mapa de Localização da Área de Estudo
A área investigada neste estudo compreende três porções do Espinhaço Meridional: no
extremo sul da cordilheira, denominado localmente de Serra do Cipó, onde se apresenta mais estreita
com largura de aproximadamente 30 km; na porção média, denominada de Serra Talhada; e no
extremo norte, denominado como Planalto Diamantina, cuja largura atinge 90 km.
Apresenta arcabouço geológico predominantemente quartzítico e de maior expressividade em
área da unidade litológica proterozóica do Supergrupo Espinhaço, além das rochas gnáissicas e
terciário-quaternárias. O Supergrupo Espinhaço está estruturado por um importante sistema de falhas de
empurrão/zonas de cisalhamento com direção geral N-S e nas suas terminações sul, para a direção
E-W, e por amplas dobras de eixo que tendem para N-S, abertas, com vergência para W (Fogaça &
Schöll 1984).
O relevo escarpado que se eleva a 1200-1600 m de altitude da serra é sustentado pelos
horizontes de quartzitos, filitos e metaconglomerados do Supergrupo Espinhaço, estruturado por
vários episódios ao longo do tempo geológico. As porções rebaixadas e pouco movimentadas (relevo policonvexo) estão reservadas aos terrenos constituídos por rochas graníticas, com cotas médias de
950-1000 m. A altitude na região varia de cerca de 650 m a aproximadamente 2.002 m. Essa última
corresponde ao Pico do Itambé, posicionado a sudeste da cidade de Diamantina.
A região caracteriza-se como divisor hidrográfico das bacias do rio São Francisco, a oeste; e
pelas bacias de leste dos rios Doce, na porção centro-sul, e Jequitinhonha, na porção norte. O principal
curso d'água que drena a SdEM é o rio Jequitinhonha, que tem como afluentes importantes pela
margem esquerda os rios Itacambiruçu, Vacaria e Salinas e, pela margem direita, o rio Araçuaí. O rio
Doce desenvolve-se fora da Serra do Espinhaço Meridional, mas tem afluentes que nasceram ali, como
CAPÍTULO 2
CARACTERIZAÇÃO REGIONAL
O principal objetivo desse capítulo é apresentar o quadro climático, vegetacional, geológico,
geomorfológico e pedológico onde se insere a área investigada. As informações apresentadas foram
sistematizadas e baseiam-se em trabalhos publicados por Pflug (1965), Saadi (1995), Silva et al. (2005) e Schaefer (2008).
O mapa geológico geral foi adaptado de Almeida-Abreu (1994) e os mapas geológicos de
detalhe, foram elaborados a partir da adaptação de mapas na escala de 1:100.000, disponibilizados
pelo PROJETO ESPINHAÇO, desenvolvido pela Universidade Federal de Minas Gerais (UFMG) e
pela Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais (CODEMIG), sob a coordenação
de Grossi-Sad et al. (1997).
2.1 - CLIMA E VEGETAÇÃO
O clima tropical do sudeste brasileiro predomina regionalmente, controlado pelo relevo da
SdEM (600 a 1400 m). Segundo a classificação de Köppen, o clima da Serra do Espinhaço é
caracteristicamente mesotérmico brando, tipo Cwb (ou intertropical). As temperaturas nos meses de verão variam de 22 a 28°C e o inverno apresenta-se pouco rigoroso, com temperaturas entre 10 e 15°C
(Grossi-Sad et al. 1997). A precipitação anual varia de cerca de 1400 mm a 850 mm (ANA 2001), do sul para o norte, com verão chuvoso e o inverno seco, com índices medianos superiores a 1000 mm. A
precipitação varia de leste a oeste em função da umidade atlântica. A porção leste apresenta
precipitação anual maior que 1500mm e a porção oeste em torno de 1200mm a 1500mm (SEA 1980).
A vegetação (Figura 2.1) é composta por Floresta Estacional Semidecidual (Cerrado), Mata
Atlântica e Campos rupestres e Campos de altitude (Schaefer 2008, Valente 2009). A Floresta
Estacional Semidecidual compõe-se de vegetação arbóreo-arbustiva e ocorre sob forma de “ilhas” nas
porções leste e oeste da SdEM. Essas florestas são encontradas nas margens de rios (matas ciliares) ou
reunidas em capões. A Mata Atlântica está presente na porção leste e caracteriza-se pelo porte arbóreo,
configurando atualmente apenas fragmentos isolados de mata preservada. Nas porções elevadas da
serra, destacam-se a vegetação herbácea dos campos de altitude e rupestres com características
transicionais entre o cerrado e a mata atlântica. Encontram-se associados ao substrato rochoso
Figura 2.1 - A-Floresta Estacional Semidecidual no município de Conceição do Mato Dentro; B-Mata ciliar na bacia do córrego Canudos no município de Diamantina; C- Cerradão, uma das variações do cerrado, com dossel contínuo e cobertura arbórea; D-Campos rupestres na região de Gouveia
2.2 - GEOLOGIA REGIONAL
A Serra do Espinhaço Meridional representa uma faixa orogênica que se estende por 300 km,
em direção geral N-S, do Quadrilátero Ferrífero, na região central do Estado de Minas Gerais, até a
região de Olhos D’água, fronteira norte do estado. Limita-se a sudeste com o Cráton São Francisco e a
nordeste com a Faixa Araçuaí, mostrando-se segmentada e deslocada em relação à parte setentrional
da serra (Almeida-Abreu 1995).
A SdEM desenvolveu-se sobre a Plataforma Sul-Americana, cuja evolução geotectônica
resultou em três grandes escudos no território brasileiro, dentre eles, o escudo Brasil-Central que se
estende pelo interior do Brasil. Sua consolidação ocorreu no Proterozóico Superior com o ciclo
Brasiliano (450-700Ma), expressivo evento tectono-magmático de formação de unidades
litoestruturais supracrustais, ocorrido na Plataforma Sul-Americana, que resultou na formação de
faixas ou regiões dobradas e coberturas plataformais correlatas (Schobbenhaus & Campos, 1984).
Durante a evolução desse ciclo, as áreas cratônicas serviram como anteparo para as faixas de
dobramento que se estabeleceram às suas margens. A partir de então, desencadeou-se intenso processo
de denudação continental e transporte de sedimentos, a exemplo do Cráton São Francisco que acolheu
A B
sedimentos pelítico-carbonáticos do Grupo Bambuí (Saadi, 1995). Nesse contexto, a SdEM permanece
soerguida e sob intenso processo erosivo, desde o último ciclo orogenético associado, o Ciclo
Brasiliano (Bizzi et al. 2003).
As rochas que compõem o Espinhaço Meridional podem ser agrupadas em três conjuntos
tectono-estratigráficos (da base para o topo): Complexo Basal, Supergrupo Rio Paraúna e Supergrupo
Espinhaço. As faixas limítrofes leste e oeste correspondem localmente às unidades do Grupo
Macaúbas e do Grupo Bambuí, conforme apresentado na Figura 2.2.
Figura 2.2 - Estratigrafia dos principais conjuntos tectono-estratigráficos da Serra do Espinhaço Meridional (Almeida-Abreu 1995)
O complexo basal é dividido em duas unidades: Granito Gouveia e Grupo Congonhas. O
primeiro é constituído por granitos e o segundo por gnaisses e migmatitos com “manchas”
granito-gnaíssicas circunscritas ao granito Gouveia. O complexo mostra-se muito deformado e gnaissificado.
O Supergrupo Rio Paraúna é subdividido nos grupos Pedro Pereira e Costa Sena (Fogaça et al.
1984). O grupo Costa Sena é reconhecido a partir da correlação de suas rochas xistosas a quartzo e
sericita/moscovita com sequências similares.
As litologias do Supergrupo Espinhaço dominam amplamente a superfície da SdEM (Almeida
& Hasui 1984) e são as principais unidades litológicas reconhecidas na área de estudo. O substrato
litológico constitui rochas predominantemente quartzíticas, com intercalações de rochas filíticas,
conglomeráticas e vulcânicas. Datações U-Pb em zircões de metaígneas ácidas aflorantes confirmaram
um posicionamento próximo à interface Paleo-Mesoproterozóico, formando idades de 1,77 Ga (Brito
O Grupo Diamantina congrega três formações representativas. Os quartzitos micáceos da
Formação São João da Chapada, os quartzitos puros e conglomeráticos da Formação Sopa
Brumadinho e os quartzitos puros da Formação Galho do Miguel.
O Grupo Conselheiro Mata congrega cinco formações representativas que afloram especialmente na região oeste da Serra do Espinhaço Meridional. Em sua faixa de distribuição o grupo
é marcado pela alternância de conjuntos finos, em boa parte metapelíticos (Formação Santa Rita,
Córrego da Bandeira e Rio Pardo Grande) com conjuntos mais grosseiros, predominantemente
quartzíticos (Formações Córrego dos Borges e Córrego Pereira).
A faixa limítrofe a leste corresponde às rochas do Grupo Macaúbas, constituído por
metadiamictitos e quartzitos de granulação variada, cujo ambiente deposicional é reconhecido como
flúvio-glacial. Compõe-se de quartzito de caráter imaturo, de granulação média a grossa, mal selecionado, ferruginoso (alta concentração de opacos) e/ou feldspático. São rochas de cor branca,
amarronzada e mais raramente esverdeada.
No topo da coluna estratigráfica encontram-se as rochas do Grupo Bambuí, correspondentes à
faixa limítrofe oeste, que constituem uma sequência pelito-carbonática, exibindo calcários, margas e
metassiltitos ardosianos. Na faixa de ocorrência da Serra do Cipó, a Formação Sete Lagoas está
representada por mármores e calcários, contendo intercalações pelíticas. A decomposição dessas
rochas origina solo avermelhado, semelhante ao dos metapelitos da Formação Serra de Santa Helena.
Diques e outros corpos intrusivos de natureza básica intrudem grande parte das sequências
arqueanas e mesoproterozóicas, mas são notavelmente expressivos nos metassedimentos do
Supergrupo Espinhaço, com destacada concentração nas três unidades mais antigas: formações São
João da Chapada, Sopa-Brumadinho e Galho do Miguel.
As principais estruturas regionais, compostas por empurrões e dobras com vergências para W,
têm direção meridiana. Em toda a sua extensão, a escarpa da borda oeste constitui uma feição
morfotectônica, típica de front de cavalgamento, expressão de uma descontinuidade crustal (Oliveira & Alkmim 1994), separando uma zona cratônica de uma faixa de dobramento. A borda leste, por outro
lado, é marcada pelas intervenções sucessivas de falhas que compõem o cinturão de cavalgamentos,
situado na zona proximal da colisão continental, resultando na edificação do Orógeno Espinhaço
(Saadi 1995). As formas de relevo, originadas da esculturação pela dissecação fluvial, são
representadas por cristas, escarpas e vales profundos adaptados às direções tectônicas e estruturais. Na
porção à leste da Serra do Cipó, no médio vale do rio Doce, destaca-se um importante sistema de
2.3 - COMPARTIMENTOS GEOMORFOLÓGICOS
Em Minas Gerais, a Serra do Espinhaço constitui um conjunto de terras altas, com forma de
bumerangue de direção geral norte-sul e convexidade orientada para oeste (Saadi, 1995).
Geomorfologicamente, corresponde a dois compartimentos de planaltos diferenciados do ponto de
vista lito-estrutural e morfológico denominados: (i) meridional (SSE-NNW) e (ii) setentrional
SSW-NNE; separados por uma zona deprimida alongada na direção SE-NW, próxima a Couto Magalhães de
Minas e ao norte de Diamantina. O maior volume topográfico é representado por um planalto, cujo
teto encontra-se em altitude média de 1.300m, na região de Diamantina.
As primeiras contribuições geomorfológicas sobre a Serra do Espinhaço foram de King
(1956), que a definiu como uma zona elevada que se estende desde a região montanhosa, a sudeste de
Belo Horizonte, até o grande “cotovelo” formado pelo rio São Francisco, quando toma a direção do
mar. Este autor reconheceu três níveis de superfícies de aplainamento escalonados na paisagem do
Espinhaço: a Superfície Gondwana (Cretácio Inferior-Médio), Pós-Gowduana (Cretácio
Superior-Paleoceno) e Sulamericana (Eoceno-Oligoceno). A superfície Sulamericana do SdEM foi definida
como pediplano e, os relevos residuais, de inselbergs, resultantes de uma série de soerguimentos axiais atribuída aos principais ciclos de erosão Gondwana, Pós-Gondwana e, possivelmente, o Sulamericano
que agiram sobre a região durante o Mesozóico superior e o Terciário.
Segundo classificação de Pflug (1965), a fisiografia do conjunto de terras altas da porção
Meridional é marcada predominantemente por planaltos, em que se destaca o aspecto densamente
fraturado dos quartzitos, resultante do seu comportamento reológico diferenciado com relação às
rochas circundantes. Em escala regional, definiu cinco paisagens que representam de fato os
compartimentos morfológicos maiores da SdEM: chapadas, planaltos e hogbacks (figuras 2.3.1 e 2.3.2). Dois compartimentos caracterizam as bordas oeste e leste do escarpamento, respectivamente:
escarpas (2.3.3) e relevo irregular de meia laranja (2.3.4).
Figura 2.3 – 2.3.1- Hogbacks na região de Gouveia e; 2.3.2 - na bacia do rio Jequitinhonha no município de Serro. 2.3.3: Escarpamento regular da borda oeste. 2.3.4: Paisagem típica do contato da borda leste: compartimento altimetricamente elevado, sustentado pelos quartzitos e, relevo de meia laranja dos granitos-gnaisses no compartimento mais baixo. Estrada entre os municípios de Morro do Pilar e Itambé do Mato Dentro.
No Planalto Diamantina, na região de Gouveia, Saadi &Valadão (1987) distinguiram quatro
níveis altimétricos por meio da análise de fotografias aéreas e investigação estatigráfica. O nível mais
elevado (1300m), caracterizado por relevo residual pós-Cretáceo, de colinas tabulares e cristas
monoclinais, modelado nos quartzitos e metaconglomerados do Supergrupo Espinhaço. O segundo
nível, entre 1250 e 1300m, representado por uma superfície tabular datada provavelmente do final do
Terciário. O terceiro nível, entre as cotas 1000 e 1100m, caracterizado pelas colinas e interflúvios
moldados em xistos e granitos, com reconhecimento de paleobacia de idade provável Plio-Quaternária.
O quarto nível altimétrico, situa-se abaixo da cota de 1000m, e corresponde aos fundos dos vales e
planícies colmatadas por sequências aluviais do Quaternário superior e, atuais nos cursos inferiores.
Para Saadi (1995) a fisiografia da serra é marcada predominantemente por planaltos, em que
se destaca o aspecto densamente fraturado dos quartzitos, resultante do seu comportamento reológico
diferenciado com relação às rochas circundantes (Almeida-Abreu, 2005). O relevo escarpado que se
eleva a 1200 a 1600 m de altitude da serra é sustentado pelos horizontes de quartzitos, filitos e
metaconglomerados (Supergrupo Espinhaço) e as porções rebaixadas e pouco movimentadas estão
reservadas aos terrenos constituídos por rochas graníticas (Complexo Gouveia), com cotas médias de
950 a 1000 m (Almeida-Abreu, 2005). A altitude máxima (2.002m) corresponde ao Pico do Itambé,
posicionado a sudeste da cidade de Diamantina. A SdEM constitui um importante divisor hidrográfico
entre as bacias atlânticas (do Rio Doce e Jequitinhonha) e a do rio São Francisco.
Quanto à evolução do relevo do Espinhaço Meridional, Saadi (1995) apresenta a seguinte
configuração: a) borda oeste, com uma altitude média de 400m, traçado regular sustentado por pacotes
de quartzitos e escarpamento resistente aos processos erosivos e; b) borda leste, diferenciada por não
apresentar regularidade quanto às formas. Apresenta traçado geral em forma de concavidade voltada
para leste, com altitude variável de 100 a 400m. E compõe-se de dois ou mais degraus, sendo
aparentemente resultado da grande variabilidade de resistência das rochas e de estruturas tectônicas e
suas direções. Tendo em vista tais características, concluiu que estas combinações ocasionam, na
borda leste, um avanço diferenciado da frente de dissecação movida pelos afluentes dos rios Doce e
Jequitinhonha.
2.4 – SOLOS
Os principais tipos de solos identificados (Silva 2005, Schaefer 2008, Valente 2009) na Serra
do Espinhaço Meridional são: Neossolos Litólicos Psamíticos típicos (RLq), dominantes na área
(70%) e associados a afloramentos de rochas metareníticas (Supergrupo Espinhaço) e, em menor
proporção, Neossolos Quartzarênicos Hidromórfico típico (RQg) e Organossolo Mésico Sáprico típico
(Oys). Os solos associados aos demais litotipos da SdEM são: Nitossolo Vermelho Distrófico
latossólico (NVd) dos gnaisses e rochas básicas do Complexo Gouveia; Latossolos Vermelho
Distroférrico típico (LVdf) dos diques de rochas máficas que são solos com teores mais elevados de
argila e óxidos de ferro.
Na porção sul da SdEM, especificamente no Parque Nacional da Serra do Cipó e APA Morro
da Pedreira, Schaefer (2008) descreveu nos topos dos platôs quartzíticos, Cambissolos Húmicos rasos,
com linhas de pedra entre 30-45 cm da superfície, indicando períodos pretéritos de maior erosão
relacionados a um pavimento desértico pedregoso que existia na superfície. Já na parte mais elevada
da vertente leste da Serra do Cipó, Valente (2009) identificou Neossolo Litólico Húmico Típico.
No Planalto Diamantina, estudos relacionados à evolução da pedopaisagem da Depressão de
Gouveia (Augustin, 1994; Saadi,1995; Cruz, 2006), identificaram Cambissolos típicos e Cambissolos
latossólicos na alta vertente com presença de linhas de pedras em profundidades variadas (60cm, 1m e
1,5m) e transições abruptas entre os horizontes (Bi2-C, C-Cr e Bi1-Bi2), muitas vezes marcadas por
uma concentração de cascalhos. Nitossolo Vermelho Distrófico latossólico dos gnaisses e rochas
básicas do Complexo Gouveia; Latossolos Vermelho Distroférrico típico dos diques de rochas
CAPÍTULO 3
REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
A compreensão da natureza da dinâmica da superfície terrestre, a forma e os processos
geradores, e como a paisagem altera-se ao longo do tempo é uma questão fundamental para a
geomorfologia. A compreensão do processo de evolução da paisagem e denudação dos continentes
relaciona-se diretamente com o tempo de formação e a taxa na qual essas paisagens alteram ou
mudam. Avanços recentes na química analítica e na física nuclear proporcionaram à geomorfologia
obter taxas de evolução da paisagem.
Este capítulo apresenta objetivamente as terminologias e bases conceituais, referências
importantes para compreensão e entendimento da pesquisa.
3.1 - EROSÃO E DENUDAÇÃO: BASE CONCEITUAL E TERMINOLOGIAS
Entende-se, por denudação (Leeder 1991), a perda de material de porções, tanto superficiais
como subsuperficiais, de uma bacia hidrográfica ou de uma paisagem regional. A denudação ocorre
em função dos processos de intemperismo físico e químico da rocha sã, podendo-se diferenciar em
denudação mecânica e denudação química, e sua soma resultará na denudação total (Carson & Kirkby
1972). Logo, a quantidade de perda de sedimentos de uma bacia hidrográfica pode ser convertida na
estimativa de perda da superfície de uma bacia e ser utilizada como taxa ou parâmetro de tempo.
A denudação não tem uma definição rigorosa (Ritter 2002), mas implica em material
removido de uma bacia hidrográfica e, por isso, é comumente utilizada como sinônimo de erosão.
Entretanto, os dois processos diferem-se, sendo que denudação refere-se a todo o material erodido que
é completamente removido da área da bacia, enquanto a erosão refere-se à perda, apenas por remoção
mecânica, de material intemperizado a partir de quaisquer processos geomorfológicos. Nesse contexto,
sugere-se como referencial da pesquisa a aplicação do termo denudação por ser mais abrangente e
importante nos estudos que tratam da evolução da paisagem continental.
As taxas de denudação dizem pouco sobre aqueles processos erosivos que simplesmente
redistribuem sedimentos dentro da bacia. Geralmente, esses processos não são contabilizados numa
escala temporal, porém funcionam como indicadores de que algumas partes da bacia estão
provavelmente em processo de maior agradação do que erosão. Todavia, considerações sobre a
denudação também assumem que os sedimentos derivam em porções iguais de todas as subáreas
(sub-bacias) da bacia, resultando numa remoção igual da superfície da bacia como um todo (Summerfield
1991a, Ritter 2002), uma soma de longo-termo de todos os processos erosivos que levam à redução da
superfície. Em última análise, a denudação é a responsável pelo arrasamento das formas de relevo da
Summerfield (1991a) define que a intensidade dos processos denudacionais tanto geoquímicos
quanto mecânicos são consequência da inter-relação de três fatores ambientais: clima, litoestrutura e
tectonismo. O contexto climático é um importante fator controlador da intensidade da denudação uma
vez que esses processos têm desenvolvimento e eficácia diferenciada conforme a região do globo
terrestre. A água é o agente dominante de alteração da paisagem em meios tropicais devido ao elevado
índice pluviométrico. Na forma de chuva ou neve, percorre a superfície terrestre ocupada pelos
continentes e move-se, pela ação da gravidade, em direção ao oceano, enquanto que os rios realizam o
trabalho de transporte dos sedimentos dos continentes para o oceano. Em condições tropicais de
elevada umidade, o intemperismo torna-se um dos principais processos responsáveis pela alteração do
manto, ao favorecer a denudação do relevo.
A litoestrutura também representa importante fator de controle dos processos denudacionais,
uma vez que a resistência desta implica em processos de avanço diferenciado da frente de
intemperismo. Em condições de relativa estabilidade tectônica, as taxas de denudação tendem a ser
menores face às áreas sujeitas a soerguimento. Burbank & Anderson (2001), afirmam que a denudação
pode estar associada a dois processos distintos: a) à erosão, resultado do intemperismo físico e
químico da rocha e da remoção e exportação de material em dissolução por meio de processos
geomórficos e; b) à denudação tectônica, definida como resultado de processos de estiramento crustal,
falhamentos e soerguimento tectônico, provocando, volumetricamente, rápida remoção de sedimento.
A velocidade de denudação tende a ser maior nas áreas de topografia mais acidentada, porém depende
de outros fatores como clima, tectônica e resistência das rochas à erosão. Assim sendo, ressalta-se a
importância da caracterização da área de estudo, considerando esse conjunto de fatores associados aos
processos denudacionais.
As interações entre erosão, clima, litoestrutura e tectônica são, portanto, fatores importantes no
que tange as alterações no relevo. Contudo, a compreensão da evolução do relevo requer, portanto, a
quantificação das taxas de denudação, levando-se em consideração diversas escalas espaciais e
temporais.
3.2
-
A INTERPRETAÇÃO DA EVOLUÇÃO DO RELEVO: TÉCNICAS DE
MENSURAÇÃO DE TAXAS DE DENUDAÇÃO
A interpretação da evolução do relevo envolve uma série de aspectos, dentre eles a análise dos
processos denudacionais no contexto da esculturação e construção da paisagem. Muitas técnicas
utilizadas na compreensão das mudanças do relevo envolvem métodos de mensuração de taxas de
denudação. Essas técnicas incluem análises geoquímicas (Thomas 1994, Summerfield 2001a),
Nesse estudo serão detalhadas as técnicas relativas à interpretação da evolução do relevo
baseada na mensuração de taxas de denudação a partir de análises geoquímicas de águas superficiais e
da quantificação da concentração do isótopo de 10Be cosmogênico em sedimentos aluviais, assim
como a análise micromorfológica de perfis de solos na Serra do Espinhaço Meridional.
3.2.1 - Denudação Geoquímica em Águas Superficiais
A base para determinação das taxas de denudação química é feita por meio da estimativa da
carga de solutos dissolvidos transportados pelos rios. Em virtude da presença de diversos íons
resultantes de reações de intemperismo, os valores obtidos das análises químicas de águas superficiais
são convertidos em dados volumétricos. Esses dados, relacionados à área da bacia à montante do
ponto de amostragem e à vazão média do curso d’água, definem a perda vertical, que representa a taxa
de rebaixamento da superfície da bacia (Summerfield 1991a). As taxas são comumente expressas em
metros por milhão de anos.
O método utilizado para se quantificar a taxa de denudação geoquímica em bacias
hidrográficas consiste na mensuração de sólidos totais dissolvidos em cursos d’água, em estações
climáticas distintas do ano. Esse método tem sido adotado para pesquisa geomorfológica por diversos
pesquisadores como Pinet & Soriau (1988), Summerfield (1991a) e Thomas (1994). A quantificação
final baseia-se na divisão do total de sólidos dissolvidos pela área da bacia hidrográfica e pela
densidade da rocha de superfície. A equação (Summerfield 1991a) é a seguinte:
Onde D= é a taxa de denudação química anual (estações chuvosa e seca), dada em
ton/km2/ano; TDS= é a carga catiônica dissolvida na água (chuvosa e seca), dada em ton/m3; V= é a vazão medida em campo, dada em m3/s; s= tempo medido em segundos do período amostrado (1,5778.107s); e A= é a área da bacia hidrográfica, dada em km2.
A perda vertical, que representa a taxa de rebaixamento do relevo (R)da bacia (Summerfield
1991a, Thomas 1994, Burbank & Anderson 2001), comumente é expressa em metros por milhão de
anos. Esse método propõe que caso 1km² das superfícies das áreas continentais perca anualmente uma
massa equivalente à densidade (ρ) de sua rocha constituinte em toneladas, ao final de 1 milhão de
anos, tal superfície terá sido rebaixada verticalmente em 1 metro. O cálculo baseia-se em:
Esse método tem sido utilizado para estimar, na escala de tempo atual, taxas de rebaixamento
geoquímico do relevo, em metros por milhão de anos, em bacias hidrográficas.
3.2.2 - Denudação de longo termo por meio da mensuração da concentração do
isótopo
10Be
As duas últimas décadas foram significantes para a geomorfologia quanto aos avanços
relacionados aos métodos analíticos e quantitativos, para proposição de modelos de evolução do
relevo. O aperfeiçoamento desses permitiu o desenvolvimento de pesquisas na direção de melhor
entendimento das interações processos-forma e de como as paisagens mudam ao longo do tempo
geológico e sob quais condições, proporcionando um impulso nas pesquisas de escala regional.
Paralelamente, o desenvolvimento de ferramentas sofisticadas como os softwares de Sistemas de Informação Geográfica (SIGs) e a possibilidade de construção de modelos digitais de elevação de alta
resolução para extensas áreas do globo terrestre, conferem novas perspectivas de investigação e
análises geomorfológicas.
No final da década 80, a comunidade de física nuclear introduziu à comunidade geológica, por
meio do estudo do comportamento dos isótopos cosmogênicos presentes na superfície terrestre, uma
nova tecnologia que permite a datação de rochas e de depósitos aluviais que foram continuamente
expostos à radiação cósmica desde a sua formação. A descoberta científica propôs a utilização da
concentração de isótopos cosmogênicos produzidos in situ (10Be, Al26, Cl36), a partir da interação dos raios cósmicos com minerais e rochas disponíveis na superfície terrestre, a datação de superfícies de
idade desconhecida assim como a mensuração de taxas de denudação. Além disso, esse novo método
abrange, na escala geológica, o período Quaternário, tornando-se, portanto, um dos métodos
geocronológicos mais utilizados na atualidade. As investigações científicas relacionadas aos isótopos
cosmogênicos terrestres revolucionaram as pesquisas no campo das geociências. Não obstante, o
desenvolvimento e aprimoramento de equipamentos sensíveis à identificação dessas partículas, como
o espectrômetro de massa por aceleração, constituem outra importante contribuição.
Para a compreensão do funcionamento do método é importante conhecer os mecanismos de
produção desses isótopos cosmogênicos e os parâmetros que os influenciam. Este estudo irá se
concentrar apenas na descrição dos parâmetros da produção in situ do isótopo de 10Be e na sua utilização para mensuração de taxas de denudação a partir de sedimentos aluviais.
Origem e aplicação de isótopos cosmogênicos em pesquisas geomorfológicas
Os raios cósmicos primários foram descobertos no início do século XX e compõem-se de 99%
de partículas de alta energia (>1 MeV) carregadas positivamente, como prótons (ρ) e hélio (α) (Lal &
Peters 1967, Lal 1988) e; 1% de núcleos pesados, como os de ferro e níquel, e de elétrons (Reedy et al.
1983). A energia média dessas partículas é de 4.109 eV podendo atingir 1020 eV por núcleo para as
camadas mais elevadas da atmosfera e constituem-se de duas componentes: uma fonte permanente, de
origem galáctica e; outra fonte esporádica, atribuída à atividade solar. Esses raios originam-se em
diversas galáxias, porém são melhor observados na Via Láctea (Jokippi 1995). A produção ocorre a
partir da aceleração de plasmas interestelares por ondas de choque associadas a explosões de uma
supernova. Portanto, elevadas concentrações de nuclídeos cosmogênicos são encontradas em material
extraterrestre, como em meteoritos e na Lua.
Quando os raios cósmicos incidem sobre a Terra, o primeiro alvo de encontro é a atmosfera. É
por esta razão que a mais abundante produção terrestre de cosmogênicos ocorre na atmosfera (cerca de
70% na estratosfera, e 30% na troposfera). Atualmente, há muita informação sobre o comportamento
dos raios cósmicos primários, sua natureza e o tempo de variações através dos diferentes filtros e sua
propagação ao atravessar a atmosfera, bem como a taxa de produção de isótopos em diferentes
materiais da superfície terrestre. Todavia, o desenvolvimento de equipamentos sofisticados
possibilitou mensurar a concentração de isótopos em outros materiais, como sedimentos aluviais,
rochas e solos da superfície terrestre.
Os raios cósmicos galácticos são isotrópicos (Dunai 2010), o que significa que suas
propriedades são idênticas em todas as direções do espaço. Consequentemente, encontram-se expostos
permanentemente nas elevadas camadas da atmosfera terrestre. Por outro lado, os raios cósmicos da
componente solar são de origem aleatória, uma vez que as partículas solares variam em função da
intensidade e da frequência das erupções solares. Por isso, essas partículas possuem menor energia em
relação às de origem galáctica, atingindo apenas algumas centenas de MeV, o que faz com que apenas
uma pequena porção alcance a superfície terrestre.
Alguns estudos, no entanto, mostram que a componente solar interfere na modulação da
componente galáctica (Lal 2000, Gosse & Phillips 2001). De fato, o fluxo de partículas produzidas a
partir das erupções solares é dissipado para o meio interplanetário por meio dos ventos solares. As
características magnéticas dos ventos solares variam com a atividade do Sol e induzem um campo que
desvia os raios cósmicos galácticos. Contudo, mesmo com a interferência solar, os raios cósmicos
atingem a Terra. Ao interagir com os minerais da superfície terrestre, outros parâmetros complexos
(Lal 1991), como as influências que os raios cósmicos sofrem ao atravessar a atmosfera terrestre e
suas formas de propagação e; a variação da incidência solar nas diferentes partes do globo terrestre,
devem ser considerados.
A radiação cósmica e sua interação terrestre
Antes de atingir o sol, os raios cósmicos são influenciados por duas grandes barreiras que
protegem a Terra: o campo magnético terrestre, que cria uma zona responsável pela isolação do vento
solar, denominada magnetosfera, e a atmosfera terrestre. No caso de as partículas cósmicas possuírem
uma energia superior à barreira geomagnética, elas atravessam a magnetosfera e atingem as altas
