Fundamentos de GeomorFoloGia e BioGeoGraFia

2015

Fundamentos de GeomorFoloGia e BioGeoGraFia

Org.ª Katia SpinelliProf. Arildo João de SouzaProf.ª Ângela da Veiga BeltrameProf. Ricardo Wagner Ad-Víncula VeadoProf.ª Rosimar Bizello Müller

Copyright © UNIASSELVI 2015

Elaboração:

Org.ª Katia Spinelli

Prof. Arildo João de Souza

Prof.ª Ângela da Veiga Beltrame

Prof. Ricardo Wagner Ad-Víncula Veado

Prof.ª Rosimar Bizello Müller

Revisão, Diagramação e Produção:

Centro Universitário Leonardo da Vinci – UNIASSELVI

Ficha catalográfica elaborada na fonte pela Biblioteca Dante Alighieri

UNIASSELVI – Indaial.

Impresso por:

551.4F981f Spinelli, Kátia

Fundamentos de geomorfologia e biogeografia/ Kátia Spinelli (Org.)... [et al.] . Indaial : UNIASSELVI, 2015.

262 p. : il. ISBN 978-85-7830-897-1 1.Geomorfologia; 2.Biogeografia. I. Centro Universitário Leonardo Da Vinci.

III

apresentaçãoA Geografia é uma ciência tão fascinante quanto dinâmica, ao nos

proporcionar o conhecimento, desde a estrutura do núcleo da Terra e seu funcionamento, até o topo da atmosfera, passando pelos vários ecossistemas e, naturalmente, a origem das variadas formas da superfície rochosa do planeta, objeto de estudo desta disciplina.

Originado das palavras gregas geo (Terra), morfo (forma) e logia

(estudo), a Geomorfologia é, portanto, o estudo das formas da Terra ou do relevo terrestre.

A Biogeografia explica a distribuição dos seres vivos no espaço organizado. O dinamismo da expansão e distribuição das espécies na biosfera é muito complexo e envolve conceitos da Geografia, da Ecologia, da Biologia, da Climatologia, da Hidrologia e muitas outras disciplinas, inclusive as ligadas à Geografia Humana.

Abordaremos os fundamentos conceituais, ou seja, origem e evolução do conhecimento das formas do relevo terrestre, ressaltando os principais ícones mundiais e nacionais deste importante conhecimento. Afinal, vivemos na superfície da Terra e dependemos do equilíbrio entre as forças naturais envolvidas para continuar sustentando a vida.

Sabemos que a crosta terrestre é formada por grandes blocos rochosos que flutuam sobre o manto, chocando-se uns com os outros, criando cordilheiras na costa oeste de um continente e fossas abissais na costa leste, por exemplo, alterando constantemente a superfície do planeta. Estudaremos, portanto, as forças internas ou endógenas e as forças externas que atuaram e atuam para criar as mais belas formas de relevo, sejam elas continentais, costeiras ou submarinas, muitas musas de grandes poetas, mas que também escondem riquezas e os segredos da história geológica da Terra.

Há o cuidado, na orientação deste estudo, no sentido de sempre se considerar a integração dos diferentes aspectos biogeográficos. Com isso, queremos enfatizar que a vida pode se desenvolver ou se adaptar ou se extinguir por um conjunto de fatores bióticos e abióticos, que agem sobre uma população ou comunidade de forma correlacionada, nunca isoladamente.

Não temos intenção de esgotarmos os assuntos aqui colocados. Pretendemos que o conteúdo deste caderno seja uma boa introdução aos seus estudos em Biogeografia e que, a partir dele, possa desenvolver outras leituras sobre esta fascinante disciplina.

IV

Você já me conhece das outras disciplinas? Não? É calouro? Enfim, tanto para você que está chegando agora à UNIASSELVI quanto para você que já é veterano, há novidades em nosso material.

Na Educação a Distância, o livro impresso, entregue a todos os acadêmicos desde 2005, é o material base da disciplina. A partir de 2017, nossos livros estão de visual novo, com um formato mais prático, que cabe na bolsa e facilita a leitura.

O conteúdo continua na íntegra, mas a estrutura interna foi aperfeiçoada com nova diagramação no texto, aproveitando ao máximo o espaço da página, o que também contribui para diminuir a extração de árvores para produção de folhas de papel, por exemplo.

Assim, a UNIASSELVI, preocupando-se com o impacto de nossas ações sobre o ambiente, apresenta também este livro no formato digital. Assim, você, acadêmico, tem a possibilidade de estudá-lo com versatilidade nas telas do celular, tablet ou computador. Eu mesmo, UNI, ganhei um novo layout, você me verá frequentemente e surgirei para apresentar dicas de vídeos e outras fontes de conhecimento que complementam o assunto em questão.

Todos esses ajustes foram pensados a partir de relatos que recebemos nas pesquisas institucionais sobre os materiais impressos, para que você, nossa maior prioridade, possa continuar seus estudos com um material de qualidade.

Aproveito o momento para convidá-lo para um bate-papo sobre o Exame Nacional de Desempenho de Estudantes – ENADE. Bons estudos!

É importante salientar que as informações apresentadas neste caderno são abordadas de forma sintética e resumida, portanto não significam um fim em si mesmas, mas a abertura de muitas portas, através das quais você deve entrar e se aprofundar, procurando realizar a leitura e estudo de outros autores.

Bom estudo.

Prof. Arildo João de SouzaProf.ª Rosimar Bizello Müller

Prof.ª Ângela da Veiga Beltrame Prof. Ricardo Wagner Ad-Víncula Veado

NOTA

V

Olá acadêmico! Para melhorar a qualidade dos materiais ofertados a você e dinamizar ainda mais os seus estudos, a Uniasselvi disponibiliza materiais que possuem o código QR Code, que é um código que permite que você acesse um conteúdo interativo relacionado ao tema que você está estudando. Para utilizar essa ferramenta, acesse as lojas de aplicativos e baixe um leitor de QR Code. Depois, é só aproveitar mais essa facilidade para aprimorar seus estudos!

UNI

VI

VII

UNIDADE 1 – INTRODUÇÃO AO ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA .................................... 1

TÓPICO 1 – PROCESSOS MORFOGENÉTICOS ATUANTES NA FORMAÇÃO E DESGASTE DO RELEVO ............................................................................................... 3

1 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 32 O PAPEL DOS PROCESSOS ENDÓGENOS NA FORMAÇÃO DO RELEVO ....................... 4

2.1 A ATUAÇÃO DOS FENÔMENOS MAGMÁTICOS .................................................................. 52.2 A ATUAÇÃO DOS FENÔMENOS METAMÓRFICOS .............................................................. 62.3 A ATUAÇÃO DO TECTONISMO ................................................................................................. 6

2.3.1 A atuação da orogênese e epirogênese ................................................................................ 72.3.2 A atuação dos falhamentos e dobramentos ........................................................................ 82.3.3 A tectônica de placas e a evolução do relevo ...................................................................... 10

3 PROCESSOS EXÓGENOS E SEUS EFEITOS NO RELEVO ....................................................... 103.1 EROSÃO E DENUDAÇÃO ............................................................................................................ 113.2 TIPOS E FORMAS DE EROSÃO ................................................................................................... 12

3.2.1 O trabalho erosivo das águas ................................................................................................ 133.2.1.1 Erosão pluvial ............................................................................................................. 133.2.1.2 Erosão fluvial .............................................................................................................. 143.2.1.3 Erosão marinha ........................................................................................................... 16

3.2.2 Erosão glacial ........................................................................................................................... 163.2.3 A erosão eólica ........................................................................................................................ 18

3.2.3.1 Registros erosivos ....................................................................................................... 183.2.3.2 Registros deposicionais ............................................................................................. 20

RESUMO DO TÓPICO 1........................................................................................................................ 22AUTOATIVIDADE ................................................................................................................................. 23

TÓPICO 2 – ANÁLISE DE VERTENTES E OS MOVIMENTOS DE MASSA ............................ 251 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 252 VERTENTES .......................................................................................................................................... 25

2.1 MORFOGÊNESE DAS VERTENTES ............................................................................................ 262.2 EVOLUÇÃO DAS VERTENTES .................................................................................................... 302.3 A FORMA DAS VERTENTES ........................................................................................................ 322.4 DINÂMICA DAS VERTENTES ..................................................................................................... 382.5 A IMPORTÂNCIA GEOLÓGICA DO ESTUDO DAS VERTENTES ....................................... 39

3 MOVIMENTO DE MASSA ................................................................................................................ 403.1 FATORES CONDICIONANTES .................................................................................................... 413.2 TIPOS DE MOVIMENTO DE MASSA ......................................................................................... 423.3 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE ESCORREGAMENTOS E DESLIZAMENTOS ..... 483.4 EXEMPLOS DE MOVIMENTOS DE MASSA OCORRIDOS NO BRASIL .............................. 48


TÓPICO 3 – A GEOMORFOLOGIA FLUVIAL ................................................................................. 571 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 57

sumário

VIII

2 A GEOMORFOLOGIA FLUVIAL ..................................................................................................... 572.1 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE OS RIOS ...................................................................... 582.2 OS PADRÕES DE DRENAGEM DOS RIOS ................................................................................ 592.3 OS TIPOS DE LEITOS FLUVIAIS .................................................................................................. 622.4 OS TIPOS DE CANAIS FLUVIAIS ................................................................................................ 63

2.4.1 Canais retilíneos ...................................................................................................................... 642.4.2 Canais meandrantes ............................................................................................................... 642.4.3 Canais anastomosados ........................................................................................................... 662.4.4 Canais entrelaçados ou ramificados .................................................................................... 66

2.5 LEQUES ALUVIAIS E DELTAICOS ............................................................................................. 672.6 OS DEPÓSITOS ALUVIAIS ............................................................................................................ 69

LEITURA COMPLEMENTAR ............................................................................................................... 72RESUMO DO TÓPICO 3........................................................................................................................ 74AUTOATIVIDADE ................................................................................................................................. 75

UNIDADE 2 – GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E CÁRSTICA; A COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO E A GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA ......................................... 77

TÓPICO 1 – GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E CÁRSTICA .................................................... 791 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 792 A GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA .............................................................................................. 79

2.1 DESCRIÇÃO DO PERFIL LITORÂNEO ...................................................................................... 802.2 OS PROCESSOS MORFOGENÉTICOS RESPONSÁVEIS PELA MORFOGÊNESE

LITORÂNEA ..................................................................................................................................... 812.2.1 As forças marinhas atuantes na morfogênese litorânea ................................................... 83

2.3 ALGUMAS FEIÇÕES LITORÂNEAS .......................................................................................... 852.3.1 As planícies costeiras .............................................................................................................. 852.3.2 As escarpas e as falésias ......................................................................................................... 862.3.3 Restinga .................................................................................................................................... 882.3.4 Tômbolo .................................................................................................................................... 882.3.5 Pontal ........................................................................................................................................ 892.3.6 Baía ............................................................................................................................................ 892.3.7 Golfo ......................................................................................................................................... 902.3.8 Enseada .................................................................................................................................... 912.3.9 Recifes ....................................................................................................................................... 912.3.10 Laguna .................................................................................................................................... 922.3.11 Atol .......................................................................................................................................... 932.3.12 Praia ........................................................................................................................................ 942.3.13 Dunas costeiras ..................................................................................................................... 94

3 A GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA ................................................................................................. 953.1 OS SISTEMAS CÁRSTICOS ........................................................................................................... 963.2 DISSOLUÇÃO DE ROCHAS CARBONÁTICAS ........................................................................ 973.3 DESENVOLVIMENTO DE SISTEMAS CÁRSTICOS ................................................................. 983.4 AS CAVERNAS E OS CONDUTOS .............................................................................................. 99

3.4.1 Sistemas de cavernas .............................................................................................................. 993.5 AS FORMAS DE RELEVO CÁRSTICO ........................................................................................ 100

LEITURA COMPLEMENTAR ............................................................................................................... 104RESUMO DO TÓPICO 1........................................................................................................................ 106AUTOATIVIDADE ................................................................................................................................. 108

TÓPICO 2 – COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO ...................................................................... 1111 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 111

IX

2 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE A COMPARTIMENTAÇÃO TOPOGRÁFICA DO RELEVO .................................................................................................................................................. 111

3 CARACTERÍSTICAS MORFOESTRUTURAIS DAS BACIAS SEDIMENTARES ................. 1123.1 RELEVO TABULAR OU TABULIFORME ................................................................................... 1133.2 RELEVO DO TIPO CUESTA .......................................................................................................... 116

4 CARACTERÍSTICAS MORFOESTRUTURAIS NAS ÁREAS DE DEFORMAÇÃO TECTÔNICA .......................................................................................................................................... 1174.1 RELEVO DO TIPO HOG-BACK ..................................................................................................... 1174.2 DOMO ............................................................................................................................................... 1184.3 ESTRUTURA APALACHIANA .................................................................................................... 1194.4 RELEVO JURÁSSICO ...................................................................................................................... 1204.5 ESCARPAMENTO DE FALHA ..................................................................................................... 1214.6 GRABEN OU FOSSA TECTÔNICA .............................................................................................. 1224.7 HORST OU MURALHA ................................................................................................................. 122

5 ESCUDOS ANTIGOS OU MACIÇOS CRISTALINOS ................................................................ 1226 AS PRINCIPAIS FORMAS DE RELEVO TERRESTRE ................................................................ 122

6.1 CADEIAS DE MONTANHAS ....................................................................................................... 1236.2 PLANALTOS .................................................................................................................................... 1276.3 PlANÍCIES ........................................................................................................................................ 1286.4 DEPRESSÕES ................................................................................................................................... 130

7 A COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO SUBMARINO ........................................................... 1337.1 PLATAFORMA CONTINENTAL .................................................................................................. 1337.2 TALUDE CONTINENTAL ............................................................................................................. 1347.3 REGIÃO E/OU PLANÍCIE ABISSAL ............................................................................................ 1347.4 OUTRAS FORMAS DO RELEVO BATIMÉTRICO ..................................................................... 134


TÓPICO 3 – A GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA .......................................................................... 1391 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 1392 A ESTRUTURAÇÃO DA GEOMORFOLOGIA NO BRASIL ..................................................... 140

2.1 AS BASES CONCEITUAIS DA GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA........................................ 1402.2 GEOMORFOLOGIA NO CONTEXTO DA GEOGRAFIA BRASILEIRA ................................ 142

3 ESTRUTURA GEOLÓGICA DO RELEVO BRASILEIRO ........................................................... 1483.1 ESCUDOS CRISTALINOS OU NÚCLEOS CRATÔNICOS ....................................................... 1503.2 BACIAS SEDIMENTARES ............................................................................................................. 1513.3 TERRENOS VULCÂNICOS ........................................................................................................... 152

4 AS CLASSIFICAÇÕES DO RELEVO BRASILEIRO ..................................................................... 1524.1 CLASSIFICAÇÃO DE AROLDO DE AZEVEDO ........................................................................ 1534.2 CLASSIFICAÇÃO DE AZIZ AB’SABER ...................................................................................... 1544.3 CLASSIFICAÇÃO DE JURANDYR ROSS ................................................................................... 155

5 HIPSOMETRIA DO BRASIL ............................................................................................................. 160LEITURA COMPLEMENTAR ............................................................................................................... 162RESUMO DO TÓPICO 3........................................................................................................................ 164AUTOATIVIDADE ................................................................................................................................. 166

UNIDADE 3 – TERRITÓRIOS BIOGEOGRÁFICOS, BIOMAS E A AÇÃO DO HOMEM ....... 167

TÓPICO 1 – OS REINOS BIOGEOGRÁFICOS E OS BIOMAS .................................................... 1691 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 1692 TERRITÓRIOS BIOGEOGRÁFICOS .............................................................................................. 169

2.1 REINO HOLÁRTICO ...................................................................................................................... 173

X

2.2 REINO PALEOTROPICAL ............................................................................................................. 1742.3 REINO AUSTRALIANO ................................................................................................................. 1752.4 REINO ARQUINÓTICO ................................................................................................................ 1802.5 REINO NEOTROPICAL ................................................................................................................. 186

3 OS BIOMAS ........................................................................................................................................... 1893.1 BIOMA DE TUNDRA ..................................................................................................................... 1893.2 BIOMA DE TAIGA - FLORESTA BOREAL DE CONÍFERAS ................................................. 1933.3 FLORESTA TEMPERADA SEMIDECÍDUA OU MISTA ........................................................... 1993.4 BIOMA DE ESTEPES, PRADARIAS OU CAMPOS ................................................................... 2023.5 BIOMA DE DESERTOS E SEMIDESERTOS ............................................................................... 2053.6 VEGETAÇÃO MEDITERRÂNEA ............................................................................................... 2133.7 BIOMA DE SAVANAS .................................................................................................................... 2153.8 BIOMA DE FLORESTAS PLUVIAIS EQUATORIAIS ............................................................... 219


TÓPICO 2 – AS PAISAGENS FITOGEOGRÁFICAS DO REINO NEOTROPICAL ................. 2311 INTRODUÇÃO ..................................................................................................................................... 2312 DOMÍNIOS MORFOCLIMÁTICOS BRASILEIROS ................................................................... 231

2.1 DOMÍNIO DOS CHAPADÕES TROPICAIS COM DUAS ESTAÇÕES, RECOBERTOS POR CERRADOS E COM FLORESTAS-GALERIA ............................................................................. 232

2.2 DOMÍNIO DAS REGIÕES SERRANAS TROPICAIS ÚMIDAS OU DOS "MARES DE MORROS", RECOBERTOS POR FLORESTAS PLUVIAIS ......................................................... 235

2.3 DOMÍNIO DAS DEPRESSÕES INTERMONTANAS SEMIÁRIDAS, COM INSELBERGS E DRENAGEM INTERMITENTE E RECOBERTAS POR CAATINGAS .................................... 239

2.4 DOMÍNIO DAS TERRAS BAIXAS EQUATORIAIS, EXTENSIVAMENTE FLORESTADAS DA AMAZÔNIA .............................................................................................................................. 241

2.5 DOMÍNIO DOS PLANALTOS DAS ARAUCÁRIAS ................................................................ 2442.6 DOMÍNIO DAS PRADARIAS ....................................................................................................... 247

2.6.1 Mistas do Sudeste do Rio Grande do Sul ............................................................................ 247RESUMO DO TÓPICO 2........................................................................................................................ 251AUTOATIVIDADE ................................................................................................................................. 254REFERÊNCIAS ......................................................................................................................................... 257

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UNIDADE 1

INTRODUÇÃO AO ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA

OBJETIVOS DE APRENDIZAGEM

PLANO DE ESTUDOS

A partir desta unidade, você será capaz de:

• entender de que forma as forças tectônicas, como vulcões, terremotos, mo-vimento de placas tectônicas etc., atuaram ao longo de bilhões de anos, para dar a atual conformação do planeta Terra;

• saber como as forças externas ou exógenas atuaram ao longo do tempo para esculpir as diferentes formas de relevo;

• descobrir o que é uma vertente, sua dinâmica, tipos, importância, equilí-brio;

• saber analisar um movimento de massa e identificar a causa do mesmo.

• compreender a dinâmica do rio no transporte e deposição de sedimentos, na construção do seu leito, meandros, estuários etc.;

Esta unidade está organizada em três tópicos. Em cada um deles você encontrará atividades para uma maior compreensão das informações apresentadas.

TÓPICO 1 – PROCESSOS MORFOGENÉTICOS ATUANTES NA FORMAÇÃO E DESGASTE DO RELEVO

TÓPICO 2 – ANÁLISE DE VERTENTES E OS MOVIMENTOS DE MASSA

TÓPICO 3 – A GEOMORFOLOGIA FLUVIAL

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TÓPICO 1UNIDADE 1

PROCESSOS MORFOGENÉTICOS

ATUANTES NA FORMAÇÃO E DESGASTE

DO RELEVO

1 INTRODUÇÃOO relevo atual não foi sempre assim, pois a superfície da Terra é dinâmica.

Como você estudou na Geografia Física, a Terra é um planeta “vivo”. Através dos processos endógenos e exógenos, a superfície do planeta foi se modificando ao longo do tempo geológico, deixando marcas de sua história nas sucessivas camadas que foram dando origem ao relevo atual. Ademais, “a interação da litosfera móvel terrestre com os fluidos da atmosfera e hidrosfera guia a formação de uma variada paisagem, única no sistema solar”. (PENHA, 2009, p. 51).

As forças endógenas e exógenas são responsáveis por modelar e/ou esculpir a superfície do planeta Terra. As formas de relevo que você visualiza no seu dia a dia são o resultado da atuação dessas forças ao longo de milhões ou bilhões de anos. Lembrando que a Terra tem aproximadamente 4,5 a 4,6 bilhões de anos.

A título de curiosidade, de acordo com Penha (2009), se apenas as forças exógenas agissem sobre a superfície da Terra, considerando a não existência da atuação das forças endógenas, o nosso planeta estaria coberto por um único oceano cuja profundidade seria de aproximadamente 2,6 km. Na realidade, como você bem sabe, os oceanos cobrem 71% da superfície terrestre e a profundidade em média é de 3,8 km. É evidente que essa profundidade é muito irregular. Para você ter uma ideia, a maior profundidade é de 11.033 metros na fossa Challenger, nas Marianas, a sudoeste do Pacífico. Os 29% correspondem às terras emersas, com uma altitude média de 840 metros acima do nível do mar, tendo como ponto mais alto o Pico Everest, no Himalaia (Ásia), com 8.848 metros. Desse modo, pode-se dizer que a maior diferença altimétrica registrada no nosso planeta, se considerarmos o ponto mais alto e o ponto mais profundo, corresponde a aproximadamente 20 km.

O intuito deste tópico é fazer com que você entenda o processo de formação, transformação e desgaste do relevo.

Respire fundo, mantenha a concentração e bom estudo!

UNIDADE 1 | INTRODUÇÃO AO ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA

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2 O PAPEL DOS PROCESSOS ENDÓGENOS NA FORMAÇÃO DO RELEVO

Os processos endógenos ou endogenéticos, ou ainda geodinâmicos internos, correspondem aos processos geológicos que atuam no interior da Terra. O fluxo da matéria do interior para o exterior ou vice-versa é contínuo e constitui o ciclo das rochas, no qual as massas rochosas são impulsionadas para a superfície, acentuando o relevo e impedindo o aplainamento generalizado oriundo dos processos exógenos.

Caso você não se lembre dos estudos do caderno de Geografia Física, relacionam-se à geodinâmica interna da Terra os fenômenos magmáticos vulcânicos e plutônicos, os dobramentos e falhamentos, a epirogênese e a orogênese, os terremotos e a tectônica de placas.

A maior parte do conhecimento do interior do planeta é fornecida através de estudos geofísicos, principalmente com o auxílio da sismologia (estudo dos terremotos).” (PENHA, 2009).

ATENCAO

A conjunção dos processos endógenos, presentes durante toda a evolução da história geológica da Terra, ocasiona a dinâmica da litosfera e, consequentemente, a formação das cadeias de montanhas, das fossas oceânicas, do deslocamento de porções continentais e das atividades magmáticas em grandes extensões da crosta terrestre.

Em zonas tracionadas por correntes convectivas ascendentes, a crosta oceânica é formada por sucessivas injeções de magma básico, dorsais são estruturadas, e o assoalho submarino é arrastado, simetricamente, para fora da cordilheira oceânica, levando consigo porções continentais mais leves e de natureza siálica. (PENHA, 2009).

Ainda de acordo com o mesmo autor, em zonas compressivas, presumivelmente geradas por correntes convectivas descendentes, ocorre a formação de cordilheiras, favorecendo assim o aparecimento de cinturões orogenéticos, zonas de subducção e, consequentemente, a formação de arcos de ilhas e fossas oceânicas. Desse modo, podem ser visualizadas as colisões de crosta oceânica, bem como, continental. Assim, movimentações tectônicas intensas são encontradas, ocasionando dobramentos e falhamentos da crosta em larga escala, bem como a presença de terremotos e vulcões.

TÓPICO 1 | PROCESSOS MORFOGENÉTICOS ATUANTES NA FORMAÇÃO E DESGASTE DO RELEVO

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Para facilitar sua compreensão, observe atentamente a ilustração a seguir, a qual indica zonas de construção e destruição de placas litosféricas e feições geológicas associadas.

FONTE: Penha (2009)

FIGURA 1 – SEÇÃO NA CROSTA TERRESTRE INDICANDO ZONAS DE CONSTRUÇÃO E DESTRUIÇÃO DE PLACAS LITOSFÉRICAS E FEIÇÕES GEOLÓGICAS ASSOCIADAS

Se necessário, retome os estudos do caderno de Geografia Física, com os conteúdos do Tópico 1 da Unidade 2.

ATENCAO

Embora os fenômenos e/ou processos geológicos associados à geodinâmica interna da Terra já tenham sido abordados no caderno de Geografia Física, gostaríamos de rever alguns aspectos, no intuito de compreender melhor a formação do relevo. Vejamos:

2.1 A ATUAÇÃO DOS FENÔMENOS MAGMÁTICOS

As rochas ígneas ou magmáticas resultam do processo de resfriamento e/ou consolidação do material em estado de fusão proveniente do manto, o chamado magma. Estas podem ser intrusivas ou plutônicas (solidificação no interior da crosta) e extrusivas ou vulcânicas (solidificação na superfície).

A ascensão do magma, na litosfera, pode ocorrer de forma ativa, ocasionando a formação de corpos intrusivos de aspecto globular, que forçam e deformam as rochas envolventes, possibilitando a formação de corpos circunscritos com características dômicas (meia esfera), bem como, pode ocorrer de forma passiva, sem deformar ou arquear as rochas encaixantes. (PENHA, 2009). Ainda


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de acordo com o mesmo autor, é evidente que tais condições intrusivas podem influenciar as formas do relevo, seja pela erosão diferencial, seja pela deformação das formações rochosas envolventes, quando esses corpos magmáticos ficam expostos na superfície por meio da denudação.

2.2 A ATUAÇÃO DOS FENÔMENOS METAMÓRFICOS

2.3 A ATUAÇÃO DO TECTONISMO

As rochas metamórficas resultam da transformação (metamorfização) de rochas preexistentes (magmáticas, sedimentares e as próprias metamórficas) em condições de pressão e de temperaturas muito elevadas. Dependendo da pressão e da temperatura, as rochas metamórficas poderão mudar ou não a composição mineralógica, mas a textura obrigatoriamente muda.

É importante relembrar que são identificados três cenários ou tipos de metamorfismo fundamentais: regional ou dinamotermal, de contato ou termal e dinâmico ou cataclástico. No que concerne ao metamorfismo regional, não podemos deixar de abordar a sua importância como fenômeno plutônico, pois vastas porções da crosta podem ser afetadas, originando tipos rochosos comuns, como o escudo brasileiro e o canadense (pré-cambrianos).

As rochas variam em composição, bem como o grau de cristalinidade, sendo o maior para os gnaisses, onde alguns minerais chegam a ser centimétricos e de grande influência no relevo de terrenos muito antigos, como o denominado Complexo Cristalino. (PENHA, 2009). É claro que um gnaisse rico em cristais centimétricos de feldspato potássico (gnaisse facoidal) manifestar-se-á diferentemente, por exemplo, dos filitos e os micaxistos, isso porque são mais débeis e susceptíveis à erosão. O quartzito, por exemplo, quando exposto na superfície, tende sempre a formar relevo positivo e cristas, nem sempre ocorrentes em arenitos. (PENHA, 2009).

Sobre o material rochoso da litosfera ocorrem tensões de diferentes tipos e ordem de esforços. Amplas deformações e movimentos são produzidos em larga escala, estabelecendo assim a configuração arquitetônica do modelado terrestre. Associados ao estudo do tectonismo ocorrem a movimentação de placas, os falhamentos, os dobramentos, a orogênese e a epirogênese. Estes processos são determinantes na formação e transformação do relevo.

A ordem dos fenômenos relacionados à tectônica de placas, à orogênese, bem como à epirogênese é de nível mundial e/ou regional, isso porque seus efeitos são verificados em grades extensões da superfície do planeta, a ponto de considerarmos uma tectônica global. Já as consequências dos falhamentos e dos dobramentos também relacionados à tectônica de placas podem ser efetuadas a nível regional e/ou local e de forma independente, quando tratados isoladamente.


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Segundo Penha (2009, p. 61), “o fato de o material rochoso, quando submetido a esforços, fraturar ou dobrar deve-se ao tipo de resposta que ele apresentará às tensões, isto é, se quebrando, indicando regime rúptil de deformação, ou se dobrando indicando regime plástico de deformação”. Como você já sabe, esses regimes físicos estão presentes no interior da Terra. O regime rúptil pode se estabelecer a uma profundidade média inferior a 20 km, enquanto que o regime dúctil pode ser superior a esta, face obviamente às condições de pressão e temperatura.

É importante relembrar que os dobramentos e os falhamentos são processos endógenos, processados no interior da crosta e não na superfície, como aparentam ser. Assim, estratos de rochas que sofreram deformação há milhões de anos (Era Cenozoica) só agora estão aflorando, contribuindo assim, em maior ou menor grau, para as formas de relevo que estamos visualizando. Desse modo, podemos dizer que a idade das rochas ou das deformações nelas existentes não é necessariamente a mesma das formas nelas esculpidas. (PENHA, 2009). Pode-se dizer que os principais traços do relevo que visualizamos no nosso cotidiano foram delineados recentemente, na sua maioria no período terciário da Era Cenozoica.

2.3.1 A atuação da orogênese e epirogênese

A orogênese corresponde aos processos tectônicos responsáveis pela deformação e elevação de extensas regiões da crosta, formando assim os grandes cinturões montanhosos, a exemplo da Cordilheira dos Andes (foto), os Alpes e a Cordilheira do Himalaia (foto), dentre outros.

FONTE: Disponível em: <http://www.dolphinscommunications.com/wp- content/uploads/2009/06/Foto-72-_3.jpg>. Acesso em: 10 jun. 2010.

FIGURA 2 – CORDILHEIRAS DOS ANDES E DO HIMALAIA

Cordilheira dos Andes Cordilheira do Himalaia


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Uma faixa orogênica é uma longa e relativamente estrita região próxima a uma margem continental de colisão de placas. Nesta, existem muitos ou todos os processos formadores de montanhas. Desse modo, podemos dizer que uma faixa orogênica “é uma região alongada da crosta, intensamente dobrada e falhada durante os processos de formação de montanhas”. (PENHA, 2009, p. 62).

Uma informação importante que você não pode esquecer é que as orogenias apresentam diferenciação no que concerne à idade, à história, ao tamanho, bem como à origem. No entanto, todas já foram uma vez terrenos montanhosos. Os Apalaches, por exemplo, na Era Paleozoica foram uma grande cordilheira.

Quanto à epirogênese, podemos dizer que se caracteriza por movimentos verticais de extensas áreas continentais, sem gerar perturbações significativas à disposição e estrutura geológica das formações rochosas afetadas. Para Leinz e Amaral (2001), apesar da grande lentidão dos movimentos epirogênicos, as provas diretas da sua ocorrência podem ser observadas em muitos lugares do globo terrestre, à beira-mar. Assim, esses movimentos podem causar variações lentas no nível do mar, denominadas eustasia ou movimentos eustáticos. (GUERRA; GUERRA, 1997).

De acordo com Penha (2009, p. 63), “um produto típico do movimento epirogenético negativo é a bacia, uma depressão geralmente de expressão regional, preenchida por sedimentos, como as bacias sedimentares intracratônicas”. Extensas camadas de rochas sedimentares podem ser encontradas nesses locais, inclusive com vários quilômetros de espessura, como, por exemplo, a bacia de Michigan (EUA) e a bacia do Parnaíba (Brasil).

2.3.2 A atuação dos falhamentos e dobramentos

De acordo com Leinz e Amaral (2001, p. 351), as falhas “são fraturas nas quais ocorre um deslocamento perceptível das partes, o que se dá ao longo do plano de fratura”. O tipo de falha está diretamente relacionado com o regime geotectônico que ocorreu e ainda ocorre em determinadas áreas do globo terrestre. As feições lineares do fraturamento da crosta são facilmente identificadas na superfície, através de imagens aéreas ou de satélites. Muitas vezes as falhas podem promover variações bruscas da litologia, ocasionando alteração no relevo. Dependendo da amplitude e idade do falhamento, a configuração do relevo será afetada em maior ou menor escala.

Na ilustração a seguir é possível verificar as principais feições morfológicas associadas aos falhamentos. Observe-a.


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FONTE: Penha (2009)

FIGURA 3 – TIPOS DE FALHAS E RELEVOS ASSOCIADOS

Quanto aos dobramentos, é importante relembrar que estes correspondem às deformações dúcteis que afetam os corpos rochosos. As dobras são geradas no interior da crosta, onde a temperatura e a pressão ocasionam a plasticidade das rochas. E, quando expostas na superfície, podem controlar o relevo, principalmente quando geradas em sequências de rochas acamadas, de diferentes composições, bem como, com resistência diferencial à erosão. Atente para a ilustração que segue.

FONTE: Penha (2009)

FIGURA 4 – FORMAS CONTROLADAS PELO MERGULHO DE STRATOS RESISTENTES DEFORMADOS


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2.3.3 A tectônica de placas e a evolução do relevo

A maioria das atividades tectônicas se manifesta no limite das placas tectônicas. Podemos exemplificar as montanhas e as cadeias montanhosas que praticamente foram formadas nos limites das placas. Assim, sua evolução é comumente acompanhada de falhamentos, dobramentos, terremotos, erupções vulcânicas, intrusões de plútons e metamorfismo, principalmente nas zonas de subducção de margens continentais ativas. (PENHA, 2009).

Os esforços compressivos, gerados nas zonas de colisão de placas convergentes, associados ao intenso magnetismo que introduz corpos ígneos no material crustal afetado, edificam vulcões na superfície, criando as condições necessárias para o enrugamento do relevo por extensas áreas do planeta, em diferentes períodos geológicos. Assim, as montanhas quase sempre se apresentam como cadeias ou cordilheiras, porque as forças que as criaram operavam por extensas regiões da crosta terrestre, associadas a fenômenos de grande transcendência geodinâmica interna, sejam montanhas vulcânicas, de blocos falhados ou de dobramento e empurrão, como os Alpes e o Himalaia (vide imagem anterior). (PENHA, 2009).

Sem dúvida, o relevo terrestre está intimamente ligado aos episódios de grande mobilidade crustal, que confere inúmeros aspectos morfológicos à superfície da Terra no decorrer do tempo geológico.

Sugerimos que você retome os estudos do caderno de Geografia Física no que concerne ao estudo das rochas e, principalmente, o estudo sobre a gênese e evolução da tectônica global. Esta releitura poderá facilitar seu entendimento sobre a atuação dos agentes endógenos na formação do relevo, uma vez que as informações estão mais detalhadas.

IMPORTANTE

3 PROCESSOS EXÓGENOS E SEUS EFEITOS NO RELEVOOs processos exógenos correspondem aos processos que atuam no

exterior da Terra. Sem dúvida, nas mais diversas paisagens do mundo é possível reconhecer a presença dos agentes exógenos no relevo. O trabalho destes agentes é denominado de erosão.

Mas, o que é propriamente a erosão?


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2.3.3 A tectônica de placas e a evolução do relevo 3.1 EROSÃO E DENUDAÇÃO

Antes de verificarmos os tipos e formas de erosão é preciso deixar claro o conceito de erosão e denudação. Vejamos:

O conceito de erosão (do latim = erodere) está vinculado aos

processos de desgaste da superfície do terreno com a retirada e o transporte dos grãos minerais. Implica na relação de fragmentação mecânica das rochas ou na decomposição química das mesmas, bem como na remoção superficial ou subsuperficial dos produtos do intemperismo. Atua através de vários processos intempéricos (mecânicos [corrasão], químicos [corrosão], dissolução) e pela ação das águas correntes, das ondas, dos movimentos das geleiras e dos ventos. (BIGARELLA, 2003, p. 884).

Em um sentido mais amplo, a erosão consiste no desgaste, no “afrouxamento” do material rochoso, bem como na remoção dos detritos através dos processos atuantes na superfície da Terra. De acordo com Bigarella (2003), muitas vezes a erosão é confundida com a denudação.

O termo denudação (do latim = denudare = descobrir) por muito tempo tem sido empregado na geomorfologia como sendo a remoção do material solto resultante do processo de intemperismo das rochas, oriundo da ação dos diferentes processos erosivos. (BIGARELLA, 2003). A denudação, conforme foi ressaltado no tópico 1, consiste no desgaste das formas de relevo mais salientes devido à ação dos agentes erosivos, ou seja, ocasionará acentuadamente a exposição das estruturas rochosas.

Mas, afinal, você conseguiu entender a diferença entre a erosão e a denudação? Lembre-se: A erosão refere-se aos processos de desgastes da superfície e a denudação consiste nas consequências deste desgaste.

Você também precisa ter clara a diferença entre corrasão, corrosão e dissolução. Vejamos conforme a conceituação de Bigarella (2003, p. 885): Corrasão → refere-se ao desgaste exclusivamente mecânico da rocha pela ação de materiais que se movem sobre a superfície, seja pelos movimentos de massa nas vertentes pela força da gravidade, ou pelos agentes de transporte que exercem ação erosiva.Corrosão → refere-se ao desgaste de natureza química sobre os constituintes minerais das rochas. A corrosão é muito efetiva e evidente nas paisagens cársticas.Dissolução → neste processo, um material no estado sólido ou gasoso é transformado no estado líquido pela ação de um solvente, principalmente pela água.

ATENCAO


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É importante destacar que a determinação das taxas de erosão ou de denudação, segundo Bigarella (2003), é bastante complexa, dependendo de uma série de fatores envolvidos no intemperismo e na remoção de detritos. Dentre eles podem ser destacados as condições geográficas e climáticas; o tipo de relevo (sua forma e altimetria) e a natureza das rochas.

No que se refere à cronologia dos eventos denudacionais, segundo Bigarella (2003), diz respeito tanto aos geomorfólogos como aos geógrafos, geólogos, estratígrafos e pedólogos, uma vez que se torna necessário correlacionar as diversas superfícies ou níveis de erosão com seus depósitos correlativos. “A cronologia da denudação depende da obtenção de muitos dados relativos aos depósitos correlativos associados, bem como da aplicação de metodologia apropriada”. (BIGARELLA, 2003, p. 908).

3.2 TIPOS E FORMAS DE EROSÃO

A erosão pode ser considerada normal ou natural e acelerada. A erosão normal é menos evidente, sendo percebida apenas com o decorrer do tempo e efetua-se dentro das condições naturais do ambiente. Já a erosão acelerada consiste na remoção de grande massa de material, a curto prazo, ocasionando sulcos mais ou menos profundos na superfície do terreno, destruindo o solo no meio rural e as propriedades na área urbana, além de afetar as obras de engenharia de modo geral. (BIGARELLA, 2003). É importante destacar que na erosão acelerada existe a interferência antrópica, bem como as mudanças climáticas, que fazem com que ocorra o aumento da intensidade erosiva.

Na verdade, desde o período neolítico (caracterizado pelas sociedades sedentárias) o homem passou a interferir decisivamente no meio ambiente, ao utilizar práticas agrícolas inadequadas à conservação do solo, criando assim novas situações para a atuação de fenômenos erosivos acelerados. Atualmente, o ser humano continua fazendo uso do solo de maneira inadequada, seja nas áreas rurais ou nas áreas urbanas.

O processo erosivo pode ser compreendido em três etapas: a desagregação, o transporte e a sedimentação e/ou acumulação.

A erosão inicia com a desagregação das rochas em virtude do intemperismo (processos que geram a destruição física e a decomposição química dos minerais em decorrência da ação dos agentes climáticos e biológicos). Os sedimentos que se formam são posteriormente transportados para áreas mais baixas pelos próprios mecanismos naturais em movimento (vento, chuvas, rios etc.). Esses sedimentos são depositados nas partes mais baixas da superfície, nas quais se acumulam.

Os principais agentes erosivos são: a água (que pode agir no desgaste do relevo de diferentes formas, através das chuvas, rios, mares); glaciações; vento e a própria ação do ser humano.


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3.2.1 O trabalho erosivo das águas

3.2.1.1 Erosão pluvial

A ação das águas pode gerar o desgaste no relevo de diferentes formas, através da água das chuvas, dos rios e dos mares. A saber.

A erosão pluvial é ocasionada pela retirada de material correspondente à parte superficial do solo pelas águas das chuvas. Quando o solo está desprovido de vegetação, este processo erosivo ocorre de maneira acelerada. Num primeiro momento, o contato das águas das chuvas com o solo pode provocar a desagregação dos “torrões” e agregados do solo, o que resultará no lançamento do material mais fino para o alto e para longe, processo conhecido como salpicamento. À medida que aumenta o impacto do contato, o material mais fino do solo é pressionado para baixo da superfície, ocasionando a obstrução da porosidade do solo, aumentando, consequentemente, o fluxo superficial e a erosão. Assim, conforme o grau de agressão da força destrutiva das águas, podem ser consideradas as seguintes e principais formas de erosão pluvial:

Erosão Laminar → consiste no processo de remoção de uma camada delgada e uniforme de solo superficial, ocasionada pelo fluxo hídrico não concentrado, no qual o solo não apresenta incisões significativas, bem como canais perceptíveis.

Erosão de Sulcos → são pequenas incisões na superfície terrestre, em formato de filetes muito rasos, perpendiculares às curvas de nível, representando áreas em que a erosão laminar é mais intensa. É possível recuperar os sulcos através de operações normais de preparação do solo.

Erosão de Ravinamento → são formas erosivas resultantes do aprofundamento dos sulcos devido ao fluxo concentrado de águas pluviais. É importante destacar que a velocidade do fluxo pluvial é em decorrência do aumento da intensidade da chuva, da declividade da encosta e/ou terreno e da ultrapassagem da capacidade de armazenamento do solo.

Erosão de Voçorocas → podemos dizer que este tipo de erosão é a mais complexa e destrutiva. Corresponde ao produto da ação combinada das águas do escoamento superficial e subterrâneo, apresentando grande porte e formas variadas. As voçorocas são verdadeiras “crateras”, possuindo paredes laterais íngremes e, em geral, fundo chato, ocorrendo fluxo de água no seu interior durante os eventos chuvosos. Observe a figura a seguir.


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FONTE: Almeida e Rigolin (2004)

Acerca da erosão pluvial, é importante destacar também que parte das águas das chuvas que caem sobre a superfície da Terra infiltra-se no subsolo, formando a água subterrânea. Essa água subterrânea realiza um trabalho de erosão no subsolo, modelando formas bem características, principalmente em terrenos constituídos por rochas de fácil dissolução. O calcário é uma delas, e as regiões onde ele é trabalhado pelas águas formam um relevo típico denominado karst (nome emprestado de uma região da Croácia). Sem dúvida, as cavernas são as mais belas formações desse relevo, que possui vários outros aspectos característicos, como os lapiás (formas superficiais) e as dolinas (depressões).

FIGURA 5 – IMAGEM DE UMA VOÇOROCA EM PARANAVAÍ (PR). É O TIPO DE EROSÃO MAIS AGRESSIVA PROVOCADA PELAS ÁGUAS DAS CHUVAS

No Tópico 2 da Unidade 2 abordaremos a morfologia cársica ou cárstica.

ATENCAO

3.2.1.2 Erosão fluvial

A erosão fluvial corresponde à erosão ocasionada pela ação das águas dos rios sobre a superfície terrestre. As águas dos rios, durante o seu percurso, retiram, transportam e depositam materiais, ocasionando a “construção” e/ou destruição de suas respectivas margens.

É evidente que o trabalho de construção e/ou destruição realizado pela erosão fluvial depende de alguns fatores, como a natureza da rocha, a declividade do terreno, a velocidade do fluxo das águas e a força da correnteza.


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Os vales fluviais são considerados um dos mais significativos testemunhos do trabalho erosivo fluvial. Não podemos deixar de ressaltar que este processo erosivo de formação dos vales fluviais levou bilhões e/ou milhões de anos para ocorrer.

Os exemplos mais comuns desse tipo de formação são os vales em V e os cânions, a exemplo do Grand Canyon, nos Estados Unidos (Figura 15). Para você ter uma ideia, o cânion exemplificado foi escavado pelas forças das águas do rio Colorado, sendo que, entre o ponto mais alto do rio e sua foz há um desnível de aproximadamente 2.400 metros, cuja extensão é de cerca de 500 km e varia de 7 a 30 km de borda a borda. Sua idade é de aproximadamente 13 milhões de anos. A ilustração a seguir explica como se forma um cânion. Atente para a foto à direita.

FONTE: FARNDON, J. Dictionary of the Earth. London: Dorling Kindersley, 2000.

É importante destacar que não são todos os vales que apresentam a forma de “garganta”, como os cânions. Os vales também podem ser encontrados em forma de vale em calha, vale normal e vale assimétrico. Ao observar a figura a seguir você perceberá a diferença entre eles.

FIGURA 6 – FORMAÇÃO DE UM CÂNION. À ESQUERDA VOCÊ OBSERVA UMA ILUSTRAÇÃO DE COMO OS RIOS ESCAVAM OS CÂNIONS. À DIREITA TEMOS UMA IMAGEM DO GRAND

CANION DO COLORADO (EUA)

FONTE: Disponível em: <www.agriturismo.net>. Acesso em: 2 jun. 2009.

FIGURA 7 – ETAPAS DA EROSÃO FLUVIAL


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3.2.1.3 Erosão marinha

Podemos dizer que o mar também forma e/ou transforma as paisagens litorâneas. A erosão marinha pode ser construtiva e também destrutiva. Assim, o trabalho de construção do relevo, bem como de destruição, realizado pelo mar nas áreas litorâneas, chama-se de erosão marinha.

No que concerne ao processo construtivo de erosão marinha, podemos exemplificar a formação das praias, tômbolos e restingas, resultados a partir da deposição de sedimentos.

O poder erosivo (destrutivo) das ondas é conhecido como abrasão marinha.

Quando as ondas quebram nas partes em que o continente avança sobre o mar, arrancam fragmentos das rochas, fazendo com que as paredes rochosas desmoronem, num processo erosivo de destruição (abrasão).

Um exemplo típico de formas resultantes da abrasão marinha são as falésias (costas altas e abruptas). O esquema a seguir ilustra a formação de uma falésia. Observe-o.


FIGURA 8 – ESQUEMA DE FORMAÇÃO DE UMA FALÉSIA

3.2.2 Erosão glacial

Os processos de erosão glacial ocorrem sob as massas de gelo. Este tipo de erosão pode ser definido como envolvendo a incorporação e remoção, pelas geleiras, de partículas ou detritos do assoalho sobre o qual elas se movem. De modo geral, ocorrem três processos principais de erosão glacial: abrasão; remoção e ação da água no degelo. Vejamos cada um deles, segundo Campos e Santos (2001, p. 223):


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3.2.1.3 Erosão marinha

3.2.2 Erosão glacial

Processo de abrasão – corresponde ao desgaste do assoalho sobre o qual as geleiras se deslocam, pela ação de partículas rochosas transportadas na base de gelo. É importante frisar que a maior parte da abrasão é produzida não pela ação direta do gelo, mas pelos fragmentos rochosos que ele transporta, pelo fato de o gelo ter dureza relativamente baixa. A maior ou menor eficiência da abrasão depende da pressão exercida pela partícula rochosa sobre o assoalho, da velocidade do movimento das geleiras e da disponibilidade de partículas protuberantes na base.

Processo de remoção – consiste na remoção de fragmentos rochosos maiores pelas geleiras. O fenômeno está associado à presença de fraturas ou descontinuidades nas rochas do substrato que podem corresponder a estruturas previamente existentes ou a descontinuidades formadas subglacialmente pelo alívio da pressão causada pela erosão glacial. Variações na pressão basal do gelo, normalmente associadas à presença de irregularidades no embasamento, podem gerar campos de esforços ou alterar os existentes, facilitando o aparecimento ou ampliação das zonas de fraqueza, promovendo a remoção de fragmentos de rocha. O mesmo pode resultar de mudanças térmicas na base do gelo. Finalmente, variações na pressão da água de degelo subglacial, nas adjacências de cavidades nas rochas do embasamento, podem também tornar o processo de remoção mais eficiente.

Água de degelo – duas são as maneiras pelas quais a água do degelo glacial produz erosão: a) mecanicamente – resulta do impacto de partículas transportadas sobre a superfície das rochas do assoalho das geleiras, pela agitação de clastos transportados e ação de redemoinho destes, dentro de cavidades subglaciais, e pelo processo de cavitação (consiste na formação de ondas de choques pelo colapso de bolhas de ar dentro da corrente aquosa, que se faz sentir mais intensamente em geleiras de base quente, drenadas por fortes correntes aquosas subglaciais). b) por ação química – os estados insaturados das soluções aquosas, a disponibilidade de partículas finas, com grande superfície relativa de reação e a maior solubilidade do dióxido de carbono em razão da baixa temperatura da água, acidificando-a, são os fatores aventados para explicar a erosão química glacial.

Os vales e os circos glaciais são as estruturas mais impressionantes esculpidas pelo gelo. Vales glaciais formaram-se devido à canalização das geleiras ao longo de depressões topográficas, modificando-as. A ação abrasiva do gelo resulta em modificação do perfil dos vales fluviais de V para vales glaciais de U.

Os fiordes da Escócia, da Groenlândia e da Noruega são antigos vales glaciais localizados em litorais de costas altas, que foram reescavados profundamente pela ação das geleiras e invadidos pelas águas do mar.


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FONTE: Disponível em: <http://www.almadeviajante.com/fotos/noruega/noruega.php>. Acesso em: 15 maio 2010.

FIGURA 9 – IMAGEM DO FIORDE AURLANSFJORD, PATRIMÔNIO MUNDIAL DA UNESCO

3.2.3 A erosão eólica

3.2.3.1 Registros erosivos

A ação do vento fica registrada tanto nas formas de relevo como nos fragmentos trabalhados pela ação eólica, seja de forma destrutiva (erosão) ou de forma construtiva e/ou acumulativa (sedimentação ou deposição).

Os dois processos erosivos que correspondem à atividade eólica são: a deflação e abrasão. Segundo Sígolo (2001, p. 252), “na deflação a remoção de areia e poeira da superfície pode produzir depressões no deserto, chamadas bacias de deflação, podendo chegar a níveis mais baixos do que o nível do mar”. De acordo com o mesmo autor, deflação também pode produzir os chamados pavimentos desérticos (figura a seguir (esquerda)), caracterizados por extensas superfícies exibindo cascalho ou o substrato rochoso, expostas pela remoção dos sedimentos finos. Se o nível topográfico no deserto sofrer um rebaixamento por esse mecanismo até atingir a zona subsaturada ou saturada em água, podem originar-se os chamados oásis (figura a seguir).


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FONTE: Sígolo (2001)

FIGURA 10 – REGISTROS EROSIVOS. À ESQUERDA VOCÊ OBSERVA O PAVIMENTO DESÉRTICO NO DESERTO DO ATACAMA, CORDILHEIRA DOS ANDES. A FOTO À DIREITA CORRESPONDE

AO OÁSIS, TAMBÉM NO DESERTO DO ATACAMA

Por causa dos constantes impactos de diferentes partículas em movimento (areia fina, média ou mesmo grossa) entre si e com materiais estacionados, geralmente maiores (seixos, blocos etc.), ocorre um intenso processo de desgaste e polimento de todos esses materiais. (SÍGOLO, 2001). Este processo denomina-se abrasão eólica. É importante ressaltar que o vento, isoladamente, não produz qualquer efeito abrasivo sobre materiais rochosos. Apenas quando transporta areia e poeira é que exerce papel erosivo. A abrasão produzida pelo vento assemelha-se ao processo de jateamento e polimento com areia, utilizado na indústria para limpar, polir ou decorar diversos objetos.

Segundo Sígolo (2001), a ação erosiva do vento produz outras formas de registro, como os yardangs, que se assemelham a cascos de barcos virados, formados pela ação abrasiva eólica sobre materiais relativamente frágeis, como sedimentos e rochas sedimentares pouco consolidadas. Representam formas de abrasão importantes em diferentes áreas desérticas, tais como a Bacia do Lut, no sudoeste do Irã, e Atacama, no Chile.

No Brasil, embora os ventifactos (seixos que apresentam duas ou mais faces planas desenvolvidas pela ação da abrasão eólica) sejam raros, outras formas erosivas são encontradas, muitas delas conjugadas à atividade pluvial. Quando assim ocorrem, as ações erosivas eólica e pluvial podem produzir formas específicas no relevo, como, por exemplo, nos arenitos do Subgrupo Itararé em Vila Velha, Paraná. Observe a imagem a seguir.


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FONTE: Sígolo (2001)

3.2.3.2 Registros deposicionais

FIGURA 11 – ARENITOS DO SUBGRUPO ITARARÉ ERODIDOS PELA CONJUGAÇÃO DA AÇÃO EÓLICA E PLUVIAL, EM VILA VELHA, PARANÁ

O transporte e a posterior deposição de partículas pelo vento formam registros geológicos peculiares que são testemunhos desse tipo de atividade no passado. Os principais registros eólicos deste tipo são as dunas, os mares de areia e os depósitos de loess. Atente para estes registros.

Dunas – são formadas por uma deposição contínua, apresentam-se como grandes elevações de areia, podendo ser estacionárias (fixas) ou migratórias (móveis). As formas de dunas mais comuns são as dunas transversais, barcanas, parabólicas, estrela e longitudinais.

Mares de areia – é empregado em desertos para grandes áreas cobertas de areia, a exemplo da Arábia Saudita, com cerca de 1.000.000 km² da superfície atualmente cobertos por areia. Gigantescas áreas com dunas também ocorrem na Austrália e Ásia. As extensas coberturas de areia no Norte da África são conhecidas como ergs. (SÍGOLO, 2001).

Loess – sedimentos muito finos, quase sempre amarelados, e muito férteis, constituídos por quartzo, argila e calcário. Sua área de ocorrência mais conhecida é a da China meridional.


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As paisagens estão em constante transformação, seja pelos agentes exógenos ou pelos agentes endógenos. Como a nossa presença no planeta é muito curta, dado o tempo de formação e/ou transformação dessas paisagens, não conseguimos identificar mudanças significativas em suas formas.

ATENCAO

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Neste tópico você estudou que:

• Os processos endógenos correspondem aos processos geológicos que atuam no interior da Terra. O fluxo da matéria do interior para o exterior ou vice-versa é contínuo e constitui o ciclo das rochas, no qual as massas rochosas são impulsionadas para a superfície, acentuando o relevo e impedindo o aplainamento generalizado oriundo dos processos exógenos.

• Estão relacionados à geodinâmica interna da Terra os fenômenos magmáticos vulcânicos e plutônicos, os dobramentos e falhamentos, a epirogênese e a orogênese, os terremotos e a tectônica de placas.

• A conjunção dos processos endógenos, presentes durante toda a evolução da história geológica da Terra, ocasiona a dinâmica da litosfera e, consequentemente, a formação das cadeias de montanhas, das fossas oceânicas, do deslocamento de porções continentais e das atividades magmáticas em grandes extensões da crosta terrestre.

• Os processos exógenos correspondem aos processos que atuam no exterior da Terra. Nas mais diversas paisagens do mundo é possível reconhecer a presença dos agentes exógenos no relevo. O trabalho destes agentes é denominado de erosão.

• Os principais agentes erosivos do relevo são: a água (que pode agir no desgaste do relevo de diferentes formas, através das chuvas, glaciações, rios, mares); o vento e a própria ação do ser humano.

• A ação das águas pode gerar o desgaste no relevo de diferentes formas, através das chuvas, gelo, rios, mares.

• Os processos de erosão glacial ocorrem sob as massas de gelo. Este tipo de erosão pode ser definido como envolvendo a incorporação e remoção, pelas geleiras, de partículas ou detritos do assoalho sobre o qual elas se movem. De modo geral, ocorrem três processos principais de erosão glacial: abrasão; remoção e ação da água no degelo.

• A ação do vento fica registrada tanto nas formas de relevo como nos fragmentos trabalhados pela ação eólica, seja de forma destrutiva (erosão) ou de forma construtiva e/ou acumulativa (sedimentação).

RESUMO DO TÓPICO 1

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1 Sobre o papel dos processos endógenos na formação do relevo, analise as afirmativas que seguem e posteriormente assinale a alternativa que apresenta as afirmações CORRETAS:

I- A junção dos processos endógenos, presentes durante toda a evolução da história geológica da Terra, ocasionou a formação das cadeias de montanhas, das fossas oceânicas, do deslocamento de porções continentais e das atividades magmáticas em grandes extensões da crosta terrestre.

II- A orogenia é responsável pela deformação e elevação de extensas regiões da crosta, formando assim os grandes cinturões montanhosos.

III- As dobras, quando expostas na superfície, podem controlar o relevo, principalmente quando são geradas em sequências de rochas acamadas com diferentes composições e uma resistência diferencial à erosão.

IV- A configuração do relevo, dependendo da amplitude e idade do falhamento, será afetada em maior ou menor escala.

a) ( ) Estão corretas apenas as afirmativas II, III e IV.b) ( ) Estão corretas apenas as afirmativas I e II.c) ( ) Somente a afirmativa III está correta.d) ( ) Todas as afirmativas estão corretas.

2 A presença dos agentes exógenos do relevo pode ser reconhecida nas mais diversas paisagens. Em relação a este estudo, analise as afirmativas e em seguida assinale a alternativa que corresponde à sequência CORRETA:

I- A erosão pluvial é um dos agentes erosivos mais ativos no relevo, pois pode ocasionar grandes crateras no solo ou as chamadas voçorocas.

II- Os vales fluviais são considerados os mais significativos testemunhos do trabalho erosivo dos rios.

III- As falésias são as formas típicas de abrasão marinha.IV- Um dos processos erosivos eólicos é a deflação. Nesta, a remoção de areia e

poeira da superfície pode produzir depressões no deserto, chamadas bacias de deflação.

a) ( ) As alternativas I, II e III estão corretas.b) ( ) As alternativas II, III e IV estão corretas.c) ( ) Somente a alternativa III está correta.d) ( ) Todas as alternativas estão corretas.

3 Diante do que foi exposto sobre a atuação dos processos endógenos e exógenos na formação, transformação e desgaste do relevo, teça um texto, elencando o seu entendimento acerca desses processos e sua interação no modelado terrestre.

AUTOATIVIDADE

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TÓPICO 2

ANÁLISE DE VERTENTES E OS

MOVIMENTOS DE MASSA

UNIDADE 1

1 INTRODUÇÃO

2 VERTENTES

Sem dúvida, o estudo das vertentes é um dos mais importantes setores de pesquisa geomorfológica, contemplando não apenas a análise de processos, mas também das formas. Todavia, o estudo das vertentes é muito complexo, pois envolve a ação de vários processos responsáveis tanto pela formação como pela remoção de material detrítico.

Os vários processos que atuam nas vertentes dependem de muitos fatores, dentre eles podemos destacar o clima atuante da região, a cobertura vegetal, a litologia, a estrutura geológica e a forma erosiva. Desse modo, ter-se-á uma grande variedade de formas, dificultando assim o estabelecimento de um modelo generalizado de desenvolvimento e evolução de vertentes.

Neste tópico você também terá a oportunidade de compreender os

movimentos de massas que são reconhecidos como os mais importantes processos geomórficos modeladores da superfície terrestre.

Assim, dada a importância do estudo das vertentes, bem como dos movimentos de massa, convidamos você a “mergulhar” neste estudo e compreender a morfogênese das vertentes, os tipos e formas de vertentes, bem como a importância geológica do estudo das mesmas.

Primeiramente é importante que você entenda o que é uma vertente. De acordo com o dicionário geológico-geomorfológico de Guerra e Guerra (1997, p. 634-635), vertentes “são planos de declives variados que divergem das cristas ou dos interflúvios, enquadrando o vale. Nas zonas montanhosas, as vertentes podem ser abruptas e formarem gargantas”. Neste caso, as vertentes estão mais próximas do leito do rio, enquanto nas planícies estão mais afastadas.

Você ficou confuso? Vejamos em um sentido mais amplo o que é uma

vertente.


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Vertente significa superfície inclinada, não horizontal, sem apresentar qualquer conotação genética ou locacional. As vertentes podem ser subaéreas ou submarinas, podendo resultar da influência de qualquer processo, e, nesse sentido amplo, abrangem todos os elementos componentes da superfície terrestre, sendo formadas pela ampla variedade de condições internas e externas. (CHRISTOFOLLETI, 1980, p. 26).

Pode-se dizer que o conceito de vertente foi consagrado por J. Dylik como

“toda superfície terrestre inclinada, muito extensa ou distintamente limitada, subordinada às leis gerais da gravidade”. (CASSETI, 2005).

Na verdade, o estudo das vertentes enquanto categoria do relevo ganha importância acadêmico-institucional em 1957, com o trabalho de Tricart, no qual afirmava que a vertente compunha o elemento principal do relevo.

De fato, o estudo das vertentes é caracterizado pelos geógrafos de fundamental importância, pois consistem nas mais básicas de todas as formas de relevo. E essa importância pode ser justificada, pois contribui no entendimento do processo evolutivo do relevo, bem como, por sintetizar as diferentes formas tratadas pela geomorfologia.

2.1 MORFOGÊNESE DAS VERTENTES

Conforme Christofoletti (1980), as vertentes podem resultar da influência de qualquer processo e, nesse sentido amplo, abrangem todos os elementos componentes da superfície terrestre, sendo formadas pela ampla variedade de condições tanto internas quanto externas.

Desse modo, as vertentes endogenéticas correspondem àquelas vertentes cuja formação está relacionada aos processos endógenos (que se originam no interior da Terra). As vertentes exogenéticas resultam dos processos exógenos (que se originam na superfície da Terra). Enquanto que os processos endógenos modificam a posição altimétrica e a orientação preexistente das vertentes, bem como podem ocasionar a formação de novas vertentes, os processos exógenos reduzem a paisagem terrestre a um determinado nível de base (o principal é o nível do mar).

É evidente que a interação dos processos endógenos e exógenos responsáveis pela formação das formas de relevo tanto da superfície continental quanto oceânica é um processo relativamente lento na escala do tempo geológico.

Gostaríamos de destacar também, conforme coloca Christofoletti (1980, p. 26):

TÓPICO 2 | ANÁLISE DE VERTENTES E OS MOVIMENTOS DE MASSA

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2.1 MORFOGÊNESE DAS VERTENTES

Que considerando que os processos endógenos pertencem ao âmbito da geodinâmica, e que qualquer que seja a origem endogênica primitiva toda vertente está esculpida pelos processos exógenos, em maior ou menor grau, podemos afirmar que as vertentes representam a categoria de forma que se constitui no objeto primordial da geomorfologia, pois são os componentes básicos de qualquer paisagem.

Os processos morfogenéticos são os responsáveis pela esculturação das formas de relevo, representando a ação da dinâmica externa sobre as vertentes. (CHRISTOFOLETTI, 1980). Apesar desses processos atuarem conjuntamente, apresentam um desenvolvimento diferenciado, cuja eficácia é igualmente variada, conforme o meio no qual agem. Para Christofolleti (1980, p. 27):

os processos morfogenéticos constituem fenômenos de escala métrica ou decamétrica, e o seu estudo traz informações de ordem teórica e prática. No âmbito teórico, explica a evolução das vertentes e a esculturação do relevo, e no campo prático fornece informações a propósito da melhor aplicabilidade das técnicas de conservação dos solos.

Na Unidade 3 você fará um estudo aprofundado sobre o solo, bem como as técnicas de conservação.

ESTUDOS FUTUROS

Todavia, se considerarmos os processos morfogenéticos isoladamente, segundo Christofolleti (1980), podemos distinguir as seguintes categorias mais importantes na morfogênese do modelado terrestre:

a) Meteorização ou intemperismo → este processo é responsável pela produção de detritos que serão erodidos, ocasionando a formação do regolito. Pode-se dizer que é um pré-requisito necessário para a movimentação de fragmentos rochosos ao longo das vertentes.

Caso você não saiba o significado de regolito, é importante ter claro o conceito. Assim, regolito é o “material decomposto que repousa sobre a rocha-matriz, sem ter sofrido transporte. O material do regolito é um resíduo que não sofreu ainda o processo de edafização. Por conseguinte, o regolito constitui um material decomposto, isto é, resultante da meteorização e não edafização, o que leva alguns pedólogos a denominá-los de solo cru”. (GUERRA; GUERRA, 1997, p. 525).

IMPORTANTE


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b) Movimentos do regolito → este processo corresponde a todos os movimentos gravitacionais que ocasionam a movimentação de partículas ou parte do regolito encosta abaixo. A gravidade é a única força importante na qual não está envolvido nenhum meio de transporte (o vento, a água em movimento, o gelo e a lava em fusão). Contudo, é evidente que a presença da água e do gelo, por exemplo, pode acelerar o movimento do regolito.

c) O processo morfogenético pluvial → é um dos processos mais generalizados e importantes na esculturação das vertentes, distinguindo-se entre a ação mecânica das gotas de chuva e o escoamento pluvial. No que tange à ação mecânica das gotas de chuva, pode-se afirmar que este é o primeiro impacto erosivo dos solos, promovendo o “arrancamento” e deslocamento das partículas terrosas. Isso ocorre em função da energia cinética das gotas, variando conforme o tamanho e a velocidade das mesmas. Embora o impacto das gotas de chuva represente a primeira fase da morfogênese pluvial, o processo de transporte mais importante é o escoamento pluvial que se origina quando a quantidade de água precipitada é maior que a velocidade de infiltração.

No tópico anterior você pôde verificar a ação erosiva das águas das chuvas. Se for necessário, retome a leitura.

ATENCAO

d) A ação biológica → sem dúvida, a ação dos seres vivos também contribui no modelado das vertentes. As plantas, através das raízes, ocasionam o deslocamento de partículas, aumentando a permeabilidade do solo, bem como intensificam as ações bioquímicas e a retirada de nutrientes. As plantas também funcionam como camada interceptora diante da ação mecânica da água das chuvas, servindo de obstáculos ao escoamento pluvial e à ação dos ventos. Merece destaque também a ação dos animais. As minhocas, ao digerirem a terra, ocasionam a diminuição granulométrica das partículas. Os “fuçadores”, ao escavarem suas tocas, deslocam as partículas para jusante. As formigas, ao escavarem galerias no solo, facilitam a permeabilização e infiltração, removendo as partículas de locais mais profundos para a superfície. Desse modo, esse material é desagregado e carregado facilmente pela água das chuvas. De modo geral, a influência morfogenética dos animais pode ser considerada mais ativa que a ação das plantas.


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Jusante corresponde a uma área que fica abaixo de outra, ao considerar a corrente fluvial pela qual é banhada. Costuma-se também empregar a expressão relevo de jusante ao descrever uma região que está numa posição mais baixa em relação ao ponto considerado. (GUERRA; GUERRA, 1997).

ATENCAO

Segundo Christofoletti (1980, p. 31-32), o estudo dos processos morfogenéticos demonstra a importância que o fator climático assume no condicionamento para a esculturação das formas de relevo. Salienta também que dois conceitos básicos estão implicitamente envolvidos: que processos morfogenéticos diferentes produzem formas de relevo diferentes; e que as características do modelado devem refletir até certo ponto as condições climáticas sob as quais se desenvolveu a topografia. Baseando-se nesses princípios, decorre o corolário de que as consequências das oscilações climáticas podem ser reconhecidas através de elementos específicos da topografia, constituindo as formas relíquias que ainda não se adaptaram às novas condições de fluxo de matéria e energia.

Individualmente, os processos morfogenéticos possuem uma dinâmica própria e são elementos componentes de um conjunto maior, refletindo a influência do clima regional. Esse conjunto é denominado morfogenético, formando uma estrutura perfeitamente caracterizada, pois: a) a estrutura não é reduzível à soma de suas partes. Cada processo pode se integrar e ser encontrado em diversos sistemas morfogenéticos, mas o seu papel se modificará em função das condições gerais e dos demais processos aos quais está associado; b) a estrutura é um sistema de relações, os processos inter-relacionam-se em um verdadeiro conjunto; c) a estrutura é ordenada e possui uma dominante. Em cada sistema podem ser encontrados inúmeros processos comuns aos demais; todavia, todos os processos não possuem a mesma importância em cada sistema, compondo uma certa hierarquia, mas um deles será o predominante e fornecerá a característica básica de determinado sistema morfogenético, implicando a existência de relações variáveis entre os processos. Por exemplo, a alternância gelo-degelo constitui a dominante no sistema morfogenético periglaciário, mas é elemento subsidiário no sistema desértico ou no temperado; da mesma forma, a meteorização bioquímica é intensa nos sistemas tropicais úmidos, mas é reduzida nos sistemas desérticos e frios.

A verificação de semelhanças no modelado regional, aliada aos tipos de vegetação e aos solos, permite distinguir as regiões morfogenéticas. Essa noção foi introduzida primeiramente por Julius Büdel (1944), utilizando o termo Formkreisen, mas ganhou realce a partir de 1950. O seu conceito é o seguinte: “sob um conjunto determinado de condições climáticas, predominarão


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processos geomórficos particulares que, por sua vez, imprimirão à paisagem da região características que a tornarão distinta de outras áreas desenvolvidas sob condições climáticas diferentes”. Nota-se, portanto, que a região morfogenética nada mais é que a expressão areal do sistema morfogenético. Como tais sistemas são dependentes dos tipos de clima, facilmente se depreende o conceito de região ou zona morfoclimática.

Na verdade, várias foram as tentativas realizadas no intuito de definir

e/ou reconhecer as regiões morfoclimáticas da superfície terrestre, podendo ser classificadas em três categorias: indutivas, sintéticas e objetivas.

Caso você queira saber detalhes e/ou características sobre as classificações indutivas, sintéticas e objetivas, recomendamos a leitura do capítulo 2 da obra de Antônio Christofoletti, intitulada Geomorfologia. Este capítulo também está disponível no material de apoio desta disciplina.

DICAS

De modo geral, podemos dizer que os fatores morfoclimáticos intervêm através da meteorização e pedogênese e da natureza dos processos de afeiçoamento das vertentes. Enquanto que as influências litológicas podem intervir de várias maneiras, seja na forma do perfil da vertente, na sua declividade média, na velocidade do recuo, dentre outras.

2.2 EVOLUÇÃO DAS VERTENTES

A evolução das vertentes compreende duas fases distintas: a produção de detritos e sua remoção. (BIGARELLA, 2003). Pode-se dizer que a evolução das vertentes é uma consequência da atuação dos processos deposicionais. Para Bigarella (2003 p. 984), “o mecanismo da evolução das vertentes consiste essencialmente em uma sutil interação entre profundas mudanças climáticas, variações de níveis de base locais e deslocamentos crustais”. Segundo o mesmo autor, esse mecanismo parece ser global. Na verdade, a atuação dos agentes modeladores da paisagem foi sincronizado e ao mesmo tempo seguiu um processo cíclico repetido nas vastas extensões da Terra.

Se partirmos do princípio de que os processos de vertentes se diferenciam em função do clima ou da ação tectônica, o limite do umbral de funcionamento de uma vertente sofre alterações, sobretudo na escala de tempo geológico, suscetível a eventuais mudanças. (CASSETI, 2005). Desse modo, em virtude das glaciações


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pleistocênicas, nas regiões temperadas, por exemplo, no limite superior das vertentes ocorria um declive de aproximadamente 2 graus, comandado pelo processo de solifluxão, associado à fusão de geleiras. Com o recuo dos glaciais no Holoceno, os processos de vertente atuais passam a ser observados em condições de declividade mais elevada. (CASSETI, 2005). Assim, a vertente deve ser analisada numa perspectiva onde o fator temporal assume relevância para a compreensão do processo evolutivo.

Na visão de Casseti (2005), as relações processuais em uma vertente dependem de fatores como o declive, a litologia e as condições climáticas. Ainda de acordo com o mesmo autor, o movimento de massa, por exemplo, pode ocorrer em declive moderado, desde que a presença de água e de argila seja suficiente para reduzir o atrito do material intemperizado em relação à estrutura subjacente. Desse modo, tanto o umbral de destacamento quanto o de parada, para uma vertente mais longa, variam em função das condições climáticas, do material proveniente da rocha subjacente (não necessariamente) e da própria declividade.

Observe atentamente o esquema proposto por Clark e Small (apud CASSETI, 2005), no qual procuram mostrar as relações processuais em uma vertente considerando sua forma.

FONTE: Clark e Smal (apud CASSETI, 2005)

FIGURA 12 – O SISTEMA EM UMA VERTENTE CONVEXO-RETILÍNEA-CÔNCAVA

Clima

Temperatura Precipitação Infiltração Percolação

ImtemperismoImtemperismo

EscoamentoComposição

químicaJuntas e

acamamentoPermeabilidade

e porosidade

Tipo de rocha e estrutura

Fatores endógenos

Vegetação

Fatores exógenos

Infiltração de água no subsolo

Mov

imen

to

de m

assa

Prod

ução

de r

egol

ito

Retil

ineid

ade

Fluxo

de superf

ície

Concavidade

Vegetação

Fluxo de sub-superfícieSolo

e Regolito


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Para Cruz (1982), o estudo geomorfológico da evolução das vertentes é de fundamental importância, pois auxilia o entendimento espaçotemporal dos mecanismos morfodinâmicos recentes e antigos. No que concerne aos estudos morfodinâmicos mais recentes, é importante destacar que estes são fundamentais para o estudo geomorfológico, pois ajudam a entender as paisagens geográficas. De acordo com Cruz (1982), são esses estudos (morfodinâmicos) que mostram os mecanismos dessa evolução e levam ao melhor entendimento dos estudos morfogenéticos de épocas passadas.

De acordo com Bigarella (2003), várias formas têm sido usadas pelos geomorfólogos para estabelecer cronologias locais que podem ter também grande valor na explicação da morfologia de vastas áreas. O problema fundamental da evolução das vertentes tem sido extensivamente reconhecido pelos geomorfólogos. Na visão de Bigarella (2003), parece que as diferenças básicas de opiniões entre os pesquisadores do assunto estão relacionadas com a morfologia das vertentes e o papel do clima como fator de relevância na evolução da paisagem.

2.3 A FORMA DAS VERTENTES

No que se refere à evolução dos conhecimentos geomorfológicos, cabe destacar que o desenvolvimento do perfil das vertentes talvez tenha sido um dos temas mais difíceis de serem interpretados.

Apesar dos conhecimentos adquiridos desde o início do século XX, até pouco depois da metade deste mesmo século, as concepções sobre o perfil das vertentes ainda não eram conclusivas. No intuito de discutir esta problemática foram seguidas duas metodologias distintas. Segundo Bigarella (2003, p. 973), uma das metodologias procurou dar “um tratamento geométrico, muitas vezes matemático, para deduzir o que poderia resultar numa vertente inicial, a partir de uma sequência de condições estipuladas”. A outra metodologia, utilizada desde os tempos de Gilbert e Davis, corresponde à análise de inúmeras observações, ou seja, o uso do método empírico. É evidente que esta metodologia não tem a mesma precisão que a geométrica.

Existe uma diversificação de tipos de vertentes que abarcam desde superfícies suavemente inclinadas, bem como superfícies muito íngremes, escarpadas, quase verticais. Contudo, antes de verificarmos os tipos básicos de vertentes é importante destacar os principais termos utilizados para descrever as parcelas componentes das mesmas. Vejamos, segundo Christofoletti (1980, p. 39):

Unidade de vertente → consiste em um segmento ou em um elemento.

Segmento → é a porção do perfil da vertente na qual os ângulos permanecem aproximadamente constantes, o que lhe dá o caráter retilíneo.


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Elemento → é a porção da vertente na qual a curvatura permanece aproximadamente constante. Pode ser dividido em elemento convexo, com curvatura positiva, quando os ângulos aumentam continuadamente para baixo, e elemento côncavo, com curvatura negativa, quando os ângulos decrescem continuadamente para baixo.

Convexidade → consiste no conjunto de todas as partes de um perfil de vertente no qual não há diminuição dos ângulos em direção à jusante.

Concavidade → consiste no conjunto de todas as partes de um perfil de vertente no qual não há aumento dos ângulos em direção à jusante.

Sequência de vertente → é uma porção do perfil consistindo sucessivamente de uma convexidade, de um segmento com declividade maior que as unidades superior e inferior, e de concavidade.

Ruptura de declive → consiste no ponto de passagem de uma unidade à outra.

A maior parte das vertentes é composta por vários segmentos. Para

Bigarella (2003), as vertentes, por sua vez, geralmente apresentam um perfil formado por um segmento superior convexo, no qual a declividade aumenta para a jusante, seguido por um segmento inferior côncavo com redução de declive encosta abaixo. Pode-se encontrar também um segmento retilíneo com uma declividade constante, bem como, segmento escarpado marcado pela presença de rochas mais resistentes, no qual os detritos intemperizados deslizam livremente.

Você deve estar imaginando ou tentando imaginar, diante do que foi exposto, o perfil dos vários segmentos das vertentes. Para facilitar sua compreensão, atente para as figuras que seguem.


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FONTE: Adaptado de Bigarella (2003)

FIGURA 13 – DESIGNAÇÃO DOS VÁRIOS SEGMENTOS DA VERTENTE. A FIGURA A1 REPRESENTA UMA VERTENTE CONVEXO-[RETILÍNEA]-CÔNCAVA-CONVEXA. A FIGURA A2 CORRESPONDE A UMA VERTENTE CONVEXO-CÔNCAVA. A FIGURA B REPRESENTA UMA

VERTENTE FORMADA PELO RECUO DA ESCARPA

O perfil típico de uma vertente, conforme Max Derruau (em 1965), geralmente apresenta uma convexidade no topo e uma concavidade na parte inferior, sendo que ambas estão separadas por um simples ponto de curvatura e/ou desvio ou por segmento. (DERRUAU, 1965 apud CHRISTOFOLETTI, 2005). Conforme Christofoletti (2005, p. 39), “quando tais vertentes se encontram recobertas por um manto de detritos, com superfície lisa e sem ravinamentos, são denominadas de regular ou normal”. É importante salientar que a declividade de uma vertente para outra varia muito. Contudo, a declividade nas vertentes normais é sempre inferior à dos taludes de gravidade dos materiais. (CHRISTOFOLETTI, 2005).

Observe na figura a seguir a composição de uma vertente normal ou regular, conforme a concepção de Max Derruau. A área pontilhada indica o regolito.


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FONTE: Christofoletti (1980)

FIGURA 14 – A COMPOSIÇÃO DA VERTENTE NORMAL OU REGULAR, CONFORME A CONCEPÇÃO DE DERRUAU (1965)

Não podemos deixar de ressaltar também a importante contribuição de Frederick R. Troeh, que utilizou equações matemáticas para explicar as formas das vertentes. Atente para os quatro tipos básicos de vertentes, combinando a concavidade e convexidade, conforme a concepção de Troeh, em 1965.

FONTE: Adaptado de Christofoletti (1980)

FIGURA 15 – OS QUATRO TIPOS BÁSICOS DE VERTENTES, COMBINANDO A CONCAVIDADE E CONVEXIDADE, CONFORME TROEH (1965)


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Diferentemente do perfil típico de vertente apresentado anteriormente por Max Derruau e Frederick R. Troeh (ambos em 1965), vale a pena relembrar que Lester C. King (em 1953) propôs um modelo universal, no qual a vertente típica apresenta quatro partes: convexidade no topo; face livre ou escarpa retilínea; parte reta com detritos da porção superior da vertente e pedimento suavemente côncavo. Observe essas quatro partes na ilustração a seguir.


FIGURA 16 – AS QUATRO PARTES COMPONENTES DA VERTENTE, CONFORME O MODELO APRESENTADO POR KING, EM 1953

Contudo, anterior à proposta de King (em 1953), Arthur N. Strahler (em 1950) divide as vertentes erosivas em três tipos básicos considerando o ângulo de repouso dos materiais não coesivos. O primeiro corresponde às vertentes em repouso, dentro dos limites do ângulo de repouso. O segundo refere-se às vertentes de alta coesão, elaborada comumente em material rochoso, apresentando uma declividade maior. E o terceiro diz respeito às vertentes reduzidas pelo escoamento difuso e rastejamento, ou seja, declividades suaves.

Não podemos deixar de destacar as contribuições de Dalrymple, Blong e Conacher (em 1968). Estes propuseram nove unidades hipotéticas no modelo de perfil das vertentes, baseando-se nos estudos em áreas temperadas úmidas. Para eles, a vertente é um sistema complexo tridimensional que se “estende do interflúvio ao meio do leito fluvial e da superfície do solo ao limite superior da rocha não intemperizada”. (CHRISTOFOLETTI, 1980, p. 40). Nesta concepção, a vertente é dividida em nove unidades, cada uma sendo definida em função da forma e dos processos morfogenéticos dominantes e normalmente atuantes sobre ela. Observe atentamente na figura a seguir as nove unidades hipotéticas no modelo de vertente.


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Para ampliar a discussão quanto à feição tridimensional de uma vertente, Ruhe (em 1975-1979) apresenta nove aspectos geométricos dependentes do perfil e da forma. As várias feições compõem segmentos que estão associados de diversas maneiras, sem que isso implique na presença de todos numa determinada vertente. (RUHE e WALKER, 1968 apud BIGARELLA, 2003). Vejamos então os nove tipos de feições tridimensionais eventualmente presentes numa vertente.

FIGURA 17 – AS NOVE UNIDADES HIPOTÉTICAS NO MODELO DE VERTENTE APRESENTADO POR DALRYMPLE, BLONG E CONACHER (EM 1968)

FONTE: Bigarella (2003)

FIGURA 18 – GEOMETRIA DAS FORMAS DE VERTENTES CONFORME RUHE (1975, 1979)

LINEAR - LINEAR

CONVEXO - LINEAR

CONCAVO - LINEAR

LINEAR - CONVEXO

CONVEXO - CONVEXO

CONCAVO - CONVEXO

LINEAR - CONCAVO

CONVEXO - CONCAVO

CONCAVO - CONCAVO


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Como você pôde perceber, os métodos de analisar, bem como determinar as formas de vertente, são numerosos. Neste contexto, iremos encontrar pesquisadores que procuram efetuar seus estudos em função de levantamentos dos perfis reais, bem como autores que estudam as formas das vertentes através de equações matemáticas. De modo geral, o emprego de perfis tornou-se uma técnica descritiva com uma ampla aceitação na análise das vertentes. Pode-se dizer que esta técnica foi inicialmente proposta por Savigear (em 1952-1956) e estruturada pelo mesmo autor (1967) e também ampliada por Young (em 1964-1971). Para eles, o método usado com maior frequência na análise dos perfis de vertentes é dividir as unidades em retilíneas, convexas e côncavas.

2.4 DINÂMICA DAS VERTENTES

Sem dúvida, o funcionamento de uma vertente é muito complexo. Muitas foram as contribuições de estudiosos para tentar compreender a complexidade do funcionamento de uma vertente. Dentre elas, merecem destaque o conceito de balanço morfogenético e a dinâmica das vertentes como sistema aberto.

Em 1954, Alfred Jahn apresentou o conceito de balanço morfogenético. Neste, a meteorização e a pedogênese correspondem aos componentes verticais na vertente. Assim, a ação combinada desses componentes pode aumentar a espessura do regolito. Para Jahn, os demais processos morfogenéticos, como o movimento do regolito, o escoamento, a ação eólica, dentre outros, correspondem aos componentes paralelos. O efeito desses processos corresponde à retirada de detritos da vertente, ocasionando a diminuição da espessura do regolito e o rebaixamento do modelado. (CHRISTOFOLETTI, 1980).

Esquematicamente, a vertente “estende-se do interflúvio ao canal fluvial e apresenta a superfície topográfica como limite superior e a superfície rochosa inalterada como limite inferior”. (CHRISTOFOLETTI, 1980, p. 58). Tendo por base esta compreensão, a dinâmica da vertente pode ser estudada na perspectiva dos sistemas abertos, recebendo, bem como perdendo matéria e energia. Neste contexto, a ilustração a seguir facilitará sua compreensão. Observe-a.


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Diante do que foi exposto, não esqueça que as vertentes apresentam um equilíbrio dinâmico, podendo chegar a um estado de estabilidade, com o qual a forma da vertente permanecerá imutável com o passar do tempo, mesmo com a ocorrência do desgaste do relevo.

FIGURA 19 – DINÂMICA DA VERTENTE CONSIDERADA COMO SISTEMA ABERTO, RECEBENDO E PERDENDO MATÉRIA E ENERGIA DE MANEIRA CONSTANTE

2.5 A IMPORTÂNCIA GEOLÓGICA DO ESTUDO DAS VERTENTES

O estudo das vertentes abarca uma grande importância nas pesquisas geológicas. Você deve estar se perguntando: por quê? Por causa de dois motivos principais. Vejamos, de acordo com Christofoletti (1980, p. 61):

a) O conhecimento e a compreensão dos processos atuais levam-nos a interpretar os ambientes antigos e estudar a paleogeografia. Charles Lyell, em 1930, afirmara que “o presente é a chave do passado”. A afirmação de Lyell deu origem ao princípio do atualismo (vimos no caderno de Geografia Física) e essa perspectiva foi muito utilizada no decorrer do último século. O que resta discutir é se os processos atuais e as suas consequências podem ser extrapolados pura e simplesmente para as épocas passadas.

b) Os fenômenos atuantes sobre as vertentes regulam o tipo de material a ser fornecido aos rios e aos demais meios de transporte do material detrítico. Conforme o tipo de material originado na fonte (vertente) será o tipo de material ocorrente no ambiente de sedimentação. Essa inter-relação foi melhor explorada por Henri Erhart, que em 1955 apresentou os fundamentos da teoria biorresistásica, baseando-se em observações sobre os processos pedogenéticos


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e nas variações da cobertura vegetal dos continentes. Essa teoria também pode servir como critério geocronológico no que tange ao fornecimento aproximado da amplitude das oscilações climáticas ocorridas em certas épocas geológicas.

A teoria biorresistásica baseia-se na ação geoquímica exercida pelas florestas. As rochas sob cobertura florestal densa, no decorrer de sua evolução pedogenética perdem as suas bases alcalinas e alcalino-terrosas e também a maior parte da sílica. Assim, somente o ferro, o alumínio e a argila residual permanecem no local. Desse modo, estabelece-se uma distinção dos materiais em duas fases: a fase migradora (bicarbonatos de Na, K, Ca, Mg e lentes de sílica hidratada) e a fase residual (hidróxidos de ferro, alumínio, argila do tipo caolinita). A ocorrência dessa separação é porque sob as florestas a erosão mecânica é praticamente nula, mas existe uma intensa denudação química que carrega dos solos todos os elementos químicos solúveis. (Adaptado de: Christofolleti, 1980).

ATENCAO

3 MOVIMENTO DE MASSA

Você sabe o que é um movimento de massa ou também denominado movimento gravitacional de massa?

Segundo Bigarella (2003, p. 1026), “os movimentos de massa são reconhecidos como os mais importantes processos geomórficos modeladores da superfície terrestre”. De acordo com o mesmo autor, os movimentos de massa referem-se ao deslocamento de material, ou seja, solo e rocha, vertente abaixo, sendo influenciados pela gravidade. Ainda segundo o mesmo autor, esses movimentos são desencadeados pela interferência direta de outros agentes independentes, como, por exemplo, a água, gelo ou ar.

Podemos dizer, ainda conforme Bigarella (2003, p. 1026), que,

os movimentos de massas são fenômenos comuns em terrenos acidentados íngremes, podendo ocorrer igualmente em vertentes de baixa declividade. Grande desmoronamento (landslides) é frequente em regiões tectonicamente ativas. Outros são causados ou induzidos pela pressão de água no solo.

No caso dos deslizamentos ocorridos na mesorregião do Vale do Itajaí (SC) em novembro de 2008, o fator da pressão da água foi determinante, dado o alto índice pluviométrico nos dias que antecederam os deslizamentos.

As áreas suscetíveis aos movimentos de massa, de acordo com Leopold,

Wolman e Miller (apud BIGARELLA, 2003), possuem as seguintes características:


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3 MOVIMENTO DE MASSA

a) intemperismo profundo das rochas;

b) na ausência de uma alteração profunda, a presença de estruturas sedimentares favoráveis e de litologia variada;

c) a presença de argilas expansivas;

d) teor elevado de umidade;

e) possibilidade de ação criogênica perene, sazonal ou de tempo menor;

f) ocorrência de terremotos;

g) vertentes perturbadas pela ação de ondas ou de rios.

Para Bigarella (2003), os movimentos de massa enquadram-se em duas categorias:

a) aqueles devidos a causas externas que aumentam a tensão de cisalhamento (shear stress) dos materiais das vertentes sem afetar as tensões internas (shear strength) desses materiais;

b) aqueles que afetam as tensões internas sem mudanças de cisalhamento.

De acordo com o Novo Dicionário Geológico-Geomorfológico, de Guerra e Guerra (1997, p. 144), “cisalhamento corresponde à fraturação das rochas onde aparecem abruptos, produzida pelos esforços tectônicos”.

ATENCAO

3.1 FATORES CONDICIONANTES

De modo geral, os geomorfólogos designam movimentos de massa quando parte de uma vertente fica instável e os materiais envolvidos movimentam-se pela ação da gravidade.

A ocorrência dos movimentos de massa é condicionada por vários fatores. Contudo, merecem destaque principalmente:

• A estrutura geológica da área → neste, devemos considerar os aspectos litológicos; os padrões de fratura e diáclase (aberturas microscópicas que aparecem no corpo de uma rocha, principalmente devido aos esforços


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tectônicos, tendo direções variadas); o manto de intemperismo; coesão e peso por unidade do material formador das vertentes; circulação das águas; esforços de cisalhamento e planos de cisalhamento.

• A declividade da vertente → o movimento de massa é fortemente influenciado pela morfologia da vertente. Assim, por exemplo, a altura e a inclinação da mesma são determinantes na ocorrência dos movimentos de massa. Os maiores eventos catastróficos registrados no Brasil, relacionados a estes movimentos, segundo Bigarella (2003), foram em áreas de alta declividade.

• O índice pluviométrico → a intensidade das chuvas, bem como o seu prolongamento, podem ocasionar o deslocamento do solo vertente abaixo, principalmente em áreas desnudas, cuja infiltração da água é mais acentuada.

• A perda da vegetação → a presença da vegetação é importante, pois controla o escoamento superficial e a infiltração das águas no manto intemperizado, diminuindo a penetração excessiva da água no subsolo. A perda da vegetação expõe o solo ao processo erosivo, principalmente após o período de chuvas prolongadas, no qual o excesso de água irá encharcar o solo, ocasionando o relaxamento dos esforços internos através da lubrificação dos planos de cisalhamento, dando início aos movimentos de massa.

• O solo muito intemperizado → a intensidade do processo de intemperização do solo contribuirá na aceleração dos movimentos de massa, bem como no fluxo de lama.

• A ação antrópica → a atuação do ser humano nas vertentes também pode ser um fator decisivo na ocorrência dos movimentos de massa, seja com a retirada da vegetação, na construção de moradia nas encostas ou na abertura de estradas, dentre outras. Um simples corte para a abertura de uma estrada, por exemplo, no sopé de uma vertente, poderá ocasionar, após a atuação de fortes chuvas, algum tipo de movimento de massa.

3.2 TIPOS DE MOVIMENTO DE MASSA

Para distinguir os vários tipos de movimento de massa nas vertentes são empregados alguns critérios que se baseiam no material, no conteúdo de água do subsolo, na velocidade, no mecanismo, bem como no tipo do movimento. De acordo com Bigarella (2003, p. 1038), “a classificação dos movimentos de massa apresenta dificuldades, principalmente no que diz respeito à quantificação das variáveis envolvidas. Os movimentos são de natureza variada, podem mudar vertente abaixo; via de regra, são transacionais entre si”.

É importante destacar que o teor do material que se move e sua consistência podem determinar o desenvolvimento de uma variedade de tipos gradacionais de movimentos de massa, os quais dependem também das diversas proporções da mistura da água e do solo.


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A tabela a seguir apresenta simplificadamente a classificação dos movimentos de massa, de acordo com Vernes (apud BIGARELLA, 2003, p. 1038). Vejamos.

Tipos de movimentos de massa

Tipo de material

RochaSolo

Grosseiro Fino

DESMORONAMENTO(avalanche, queda)

[Falls]

Desmoronamento rochoso(avalanche rochosa)[Rock fall]

Desmoronamentode escombros(avalanches de escombros)[Debris fall]

Desmoronamento terroso(avalanche terrosa)[Earth fall]

TOMBAMENTO[Topple]

Tombamento rochoso[Rock topple]

Tombamento de escombros[Debris topple]

Tombamento terroso[Earth topple]

ESCORREGAMENTO

Rotacional

Translacional

Translocacional

Escorregamento rochoso

Escorregamento de escombros

Escorregamento terroso

Deslizamento de blocos rochosos [Rock block glide]

Deslizamento de blocos de escombros(Debris block glide)

Deslizamento de blocos terrosos(Earth block glide)

Escorregamento de rochas

Escorregamento de escombros

Escorregamento terroso

CORRIDAS DENSAS Corridas de lama ou de areia

FONTE: Vernes (apud BIGARELLA, 2003, p. 1038)

Na verdade, existem várias propostas de classificações de diferentes autores sobre os tipos de movimentos de massas. A tabela que vimos anteriormente é uma delas. Vejamos outra classificação.

QUADRO 1 – CLASSIFICAÇÃO DOS MOVIMENTOS DE MASSA


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QUADRO 2 – TIPOS DE MOVIMENTOS DE MASSA

Tipo de movimento Características do movimento

Rastejos(creep)

Movimento lento. Ocorre em declives acima de 35º, deslocando porção superior do solo, atingindo baixa profundidade. Possui gradiente vertical de velocidade (maior próximo à superfície, diminuindo com a profundidade).

Escorregamentos(slide)

Des

lizam

ento

sEnvolvem participação da água. Ocorre em relevos de elevada amplitude, com presença de manto de regolito. Causado por elevada pluviosidade e antropismo. Envolve fragmentos de rochas (rockslide) e solos (landslides)

Corridas de massa(flow)

Participação intensa de água, forte caráter hidrodinâmico. O transporte é feito por suspensão ou saltação. A separação entre água e carga sólida é dificultada.

Queda de blocos(fall)

Movimentos desenvolvidos em declives com ângulos próximos a 90º. Queda livre de material (rochas, solos). Ação maior da gravidade, sem água como agente mobilizador.

FONTE: Adaptado de Chorley et al. (1984), IPT (1989), Fernandes e Amaral (1996 apud SESTINI, 1999, p. 31)

As figuras abaixo procuram ilustrar cada tipo de movimento de massa de acordo com a classificação adaptada de Chorley et al (quadro 2) acima descrita. Observe.

FONTE: Movimentos Gravitacionais de Massa. Disponível em: <http://www.meioambiente.pro.br/baia/mov.htm>. Acesso em: 9 jun. 2009.

FIGURA 20 – MOVIMENTOS GRAVITACIONAIS DE MASSA

Trincas

massa movimentada

surgências d'água

solo

ruptura

superficial

solo de alteração

estrutura residual

inclinação excessivo

altura excessivo

lençol freático

limite do rastejo


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FONTE: Movimentos Gravitacionais de Massa. Disponível em: <http://www.meioambiente.pro.br/baia/mov.htm>. Acesso em: 9 jun. 2009.

FIGURA 21 – MOVIMENTOS GRAVITACIONAIS DE MASSA

Quanto ao escorregamento, destacam-se três tipos de movimentos de massa associados: Ruptura Planar, Ruptura Circular e Ruptura em Cunha. Atente para a representação a seguir.

Fonte: IPT/SP (1991 apud AUMOND, 2009)

Se fizermos uma análise mais detalhada dos mecanismos de transporte gravitacional envolvendo a interação grãos/fluidos, veremos que, do ponto de vista estritamente físico, os fluxos gravitacionais distinguem-se pelo objeto de atuação da força-peso (a mistura grãos/fluido). (GIANNINI; MELO, 2009). Quanto ao ponto de vista geológico, de acordo com os mesmos autores, três características são consideradas mais comuns aos diferentes tipos de fluxos gravitacionais: a associação preferencial a de declives; a formação de depósitos na base destes

FIGURA 22 – ESCORREGAMENTO: TIPOS DE MOVIMENTOS DE MASSA ASSOCIADOS

solo

rocha sã

blocos instáveis

surgências

blocos deslocados do encosto

materiais depositados pela corrida

descontinuidades do maciço

Corrida de massa


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declives; e o caráter brusco, com dissipação de grande quantidade de energia e deslocamento de grande massa de sedimentos em um tempo muito reduzido (segundos a poucas horas).

Giannini e Melo (2009) destacam seis principais variedades de fluxos gravitacionais: escorregamento; deslizamento; fluxo de massa friccional (granular); fluxo de massa coesivo (de lama); liquidificação; e corrente de turbidez.

Observe, na interessante tabela a seguir, os principais fluxos gravitacionais destacados acima e suas características quanto ao regime reológico (tipo de resposta mecânica da mistura grãos/fluido no momento em que o limiar de movimento é vencido), mecanismo de interação grãos/fluido, declive mínimo e depósito.


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FONTE: Giannini e Melo (2009)

QUADRO 3 – PRINCIPAIS FLUXOS GRAVITACIONAIS E SUAS CARACTERÍSTICAS


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Embora não há uniformidade de conceitos em relação às nomenclaturas empregadas na classificação dos movimentos de massa, podemos dizer que os escorregamentos (slumpus) e os deslizamentos (glides) têm em comum o fato de que o movimento ocorre essencialmente ao longo de uma superfície de fraqueza preexistente ou definida durante o início do processo. (GIANNINI; MELO, 2009). Nos escorregamentos esta superfície é côncava. Nos deslizamentos, a superfície é plana.

A ocorrência dos escorregamentos é sempre ao longo de superfícies de cisalhamento côncavas, sobre as quais a massa em movimento apresenta um comportamento rotacional. (BIGARELLA, 2003). Os escorregamentos são comuns em solos bastante intemperizados, assim como em sequências de rochas síltico-argilosas (lamitos) e também em rochas duras muito fraturadas. O escorregamento, para Bigarella (2003, p. 1053), “corresponderia a um movimento mais lento, uniforme, rotacional ou convoluto, que pode ser muito, pouco ou ligeiramente deformante. Por sua vez, as corridas de terra ou de lama são movimentos mais fluidos, via de regra bastante rápidos”.

Os deslizamentos ocorrem ao longo de superfícies de cisalhamento planares, nas quais a massa em movimento, na maioria das vezes, fragmenta-se em vários blocos. “A superfície de movimentação é abrupta e o volume de material envolvido é muito grande. No deslizamento os blocos de solo ou de rocha permanecem por longo tempo inalterados, movendo-se sobre um plano uniforme constituído por argila com alto teor de água”. (BIGARELLA, 2003, p. 1055).

3.3 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE ESCORREGAMENTOS E DESLIZAMENTOS

3.4 EXEMPLOS DE MOVIMENTOS DE MASSA OCORRIDOS NO BRASIL

Nesta seção selecionamos alguns eventos associados aos movimentos de massa ocorridos no Brasil nas últimas décadas.

Em 2009:

As fortes chuvas registradas no final de 2009 e início de 2010 e a ocorrência de deslizamentos transformaram um dos principais paraísos turísticos do Estado do Rio de Janeiro. Um intenso deslizamento em uma encosta na enseada do Bananal, Ilha Grande, em Angra dos Reis, atingiu uma pousada e aproximadamente sete casas, ocasionando a morte de várias pessoas. Também foi registrado desmoronamento no Morro da Carioca, no centro histórico de Angra dos Reis. Observe as imagens.


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FONTE: Disponível em: <http://g1.globo.com/Noticias/Rio/0,,MUL1432330-5606,00.html>. Acesso em: 15 maio 2010.

FIGURA 23 – DESLIZAMENTO EM ANGRA DOS REIS (RJ). A IMAGEM À DIREITA CORRESPONDE AO DESLIZAMENTO NA ENSEADA DO BANANAL, ILHA GRANDE, E A IMAGEM À ESQUERDA

MOSTRA O DESLIZAMENTO NO MORRO DA CARIOCA

Em 2008:

O Brasil inteiro acompanhou a grande tragédia que ocorreu em novembro de 2008 no Estado de Santa Catarina, principalmente no Vale do Itajaí. Muitos consideram como sendo a maior tragédia geoclimática brasileira. Além de enchentes e inundações, ocorreram intensos movimentos gravitacionais de massa que ocasionaram corridas de detritos, gerando danos em áreas urbanas e rurais. Pode-se dizer que os deslizamentos mudaram significativamente a morfologia dos vales e encostas de muitas áreas.

Embora já tenhamos registros da ocorrência de movimentos gravitacionais de massa no Brasil em décadas anteriores, não se tem evidências de movimento de massa com tamanha intensidade no Brasil em relação ao ocorrido no final de 2008 no referido Estado (SC).

No caso dos deslizamentos no Vale do Itajaí, vários fatores podem justificar esta ocorrência. Contudo, podem estar associados à morfologia da paisagem; os solos profundos; desmatamentos/cultivos inadequados; obras de terraplanagem: cortes/aterros; drenagem inadequada e evento pluviométrico. Sem dúvida, os três meses consecutivos de intensa chuva foram determinantes. Porém, sabemos que em muitas das áreas de movimento de massa houve a interferência direta ou indireta do homem. Inclusive em áreas onde, ao que tudo indica, já havia ocorrido algum tipo de movimento de massa anteriormente, seja a um curto intervalo de tempo ou longo (20, 50, 100, 150 anos).

Vejamos algumas imagens de deslizamentos ocorridos principalmente no Morro do Baú, em Ilhota, e em Blumenau.


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FONTE: Disponível em: <http://aleosp2008.files.wordpress.com/2008/12/1198.jpg>. Acesso em: 15 maio 2010.

FONTE: Disponível em: <http://www.apremavi.org.br/media/fotosPaginas/472_fot.jpg>. Acesso em: 15 maio 2010.

FIGURA 24 – VISTA PARCIAL DOS DELIZAMENTOS NO MORRO DO BAÚ EM ILHOTA-SC

FIGURA 25 – DESLIZAMENTOS EM BLUMENAU-SC

Conforme havíamos dito anteriormente, os registros de ocorrência de movimentos de massa no Brasil não são recentes. Outras catástrofes foram registradas em décadas passadas. Vejamos algumas delas, segundo Bigarella (2003):

Em 1995:

Em dezembro de 1995 ocorreram eventos catastróficos nas vertentes íngremes da Serra Geral, no sul de Santa Catarina. As corridas de lama causaram danos importantes ao longo dos vales dos rios Figueira, em Timbé do Sul, Pinheirinho, em Jacinto Machado, e São Bento. A ocorrência desses eventos estava associada às altas precipitações nas vertentes. Chuvas torrenciais provocaram desmoronamentos e enchentes em pelo menos 24 municípios durante uma tormenta de quatro horas de duração. Após aproximadamente três horas do início das chuvas originou-se um fluxo concentrado que destruiu tudo à sua frente, levando troncos, blocos e matacões rochosos englobados numa massa de detritos finos. Atente para a impressionante imagem a seguir.


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Em 1974:

Em março de 1974, as bacias dos rios Tubarão e Araranguá sofreram pesadas precipitações atmosféricas. Várias áreas da mesorregião do Sul catarinese foram atingidas por enchentes e desmoronamentos catastróficos, principalmente em Araranguá, Mampituba, Criciúma, Tubarão e Serra Geral. Os movimentos de massa em Tubarão, por exemplo, afetaram a parte superior de vertentes muito íngremes, ocasionando grandes quedas de blocos de rochas. Observe a imagem a seguir.


FIGURA 26 – ÁREA DO ALTO RIO FIGUEIRA, TIMBÉ DO SUL, ONDE OCORRERAM OS EVENTOS CATASTRÓFICOS EM 1995 NA SERRA GERAL

FIGURA 27 – EVENTO CATASTRÓFICO EM TUBARÃO-SC – 1974


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Em 1967:

Ocorreram acentuados movimentos de massa sob a forma de desmoronamentos nas encostas íngremes da Serra do Mar, em Caraguatatuba, no litoral norte de São Paulo, em março de 1967. A ocorrência desta catástrofe ocasionou a movimentação de cerca de dois milhões de toneladas de material das encostas da Serra do Mar, originando depósitos de fundo de vale com características comuns àquelas apresentadas pelos sedimentos neocenozoicos. Observe nas imagens as cicatrizes ocasionadas pelos desmoronamentos.


Em 1956:

Em março de 1956 ocorreram escorregamentos de terra nos morros de Santos (SP) em áreas densamente habitadas. Esses escorregamentos foram causados basicamente pelas condições geológicas e pela ação antrópica, e efetivados pela intensidade e prolongamento das chuvas.

Se você começar a observar com atenção o relevo à sua “volta” é provável que perceba, em alguns “pontos”, a ocorrência de movimentos de massa antigos, ou seja, que ocorreram algumas décadas atrás. Estes pontos podem ter sido encobertos por uma vegetação mais densa ou podem ser facilmente visualizados em campos abertos. É evidente que pode ser que não tenha ocorrido nenhum tipo de movimento de massa na sua cidade. De qualquer maneira, a partir dos conhecimentos adquiridos neste tópico, comece a observar a paisagem com um olhar mais atento.

FIGURA 28 – EVENTO CATASTRÓFICO NA SERRA DO MAR, EM CARAGUATATUBA (SP) - 1967

Sugerimos que você busque mais informações sobre estes e outros movimentos de massa ocorridos não só no Brasil, mas também em outros países. Tire um tempo e realize esta pesquisa. Vai ser muito interessante.

DICAS

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RESUMO DO TÓPICO 2


• As vertentes são planos de declives variados que divergem das cristas ou dos interflúvios, enquadrando o vale. Nas zonas montanhosas as vertentes podem ser abruptas e formarem gargantas. Neste caso, as vertentes estão mais próximas do leito do rio, enquanto nas planícies estão mais afastadas.

• O estudo das vertentes enquanto categoria do relevo ganha importância acadêmico-institucional em 1957, com o trabalho de Tricart, no qual afirmava que a vertente compunha o elemento principal do relevo.

• Os processos morfogenéticos são os responsáveis pela esculturação das formas de relevo, representando a ação da dinâmica externa sobre as vertentes.

• As vertentes podem resultar da influência de qualquer processo, e, nesse sentido amplo, abrangem todos os elementos componentes da superfície terrestre, sendo formadas pela ampla variedade de condições tanto de processos endógenos quanto exógenos.

• A maior parte das vertentes é composta por vários segmentos. Contudo, as vertentes, por sua vez, geralmente apresentam um perfil formado por um segmento superior convexo, no qual a declividade aumenta para a jusante, seguido por um segmento inferior côncavo com redução de declive encosta abaixo. Pode-se encontrar também um segmento retilíneo com uma declividade constante, bem como, segmento escarpado marcado pela presença de rochas mais resistentes, no qual os detritos intemperizados deslizam livremente.

• O perfil típico de uma vertente, conforme Max Derruau (em 1965), geralmente apresenta uma convexidade no topo e uma concavidade na parte inferior, sendo que ambas estão separadas por um simples ponto de curvatura e/ou desvio ou por segmento. Frederick R. Troeh (em 1965), utilizando equações matemáticas para explicar as formas das vertentes, formulou quatro tipos básicos de vertentes, combinando a concavidade e convexidade. Lester C. King (em 1953) propôs um modelo universal, no qual a vertente típica apresenta quatro partes: convexidade no topo; face livre ou escarpa retilínea; parte reta com detritos da porção superior da vertente e pedimento suavemente côncavo. Arthur N. Strahler (em 1950) divide as vertentes erosivas em três tipos básicos considerando o ângulo de repouso dos materiais não coesivos. Dalrymple, Blong e Conacher (em 1968) propuseram nove unidades hipotéticas no modelo de perfil das vertentes, baseando-se nos estudos em áreas temperadas úmidas. Ruhe (em 1975-1979) apresenta nove aspectos geométricos de vertente dependentes do perfil e da forma.

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• Os movimentos de massas são reconhecidos como os mais importantes processos geomórficos modeladores da superfície terrestre. Os movimentos de massa referem-se ao deslocamento de material, ou seja, solo e rocha, vertente abaixo, sendo influenciados pela gravidade. Esses movimentos são desencadeados pela interferência direta de outros agentes independentes, como, por exemplo, a água, gelo ou ar.

• A ocorrência dos movimentos de massas é condicionada por vários fatores.

Contudo, merecem destaque principalmente a estrutura geológica da área; a declividade da vertente; o índice pluviométrico; a perda da vegetação; o solo muito intemperizado e a ação antrópica.

• Para distinguir os vários tipos de movimento de massa nas vertentes são empregados alguns critérios, que se baseiam no material, na quantidade de água do subsolo, na velocidade, no mecanismo, bem como no tipo do movimento. A classificação dos movimentos de massa apresenta dificuldades, principalmente no que diz respeito à quantificação das variáveis envolvidas.

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1 No que tange ao estudo da morfogênese das vertentes, analise as afirmativas a seguir e posteriormente assinale a alternativa que apresenta as afirmativas CORRETAS:

I- As vertentes endogenéticas correspondem àquelas vertentes cuja formação está relacionada aos processos endógenos.

II- Os processos morfogenéticos são os responsáveis pela esculturação das formas de relevo, representando a ação da dinâmica externa sobre as vertentes.

III- Enquanto que os processos endógenos modificam a posição altimétrica e a orientação preexistente das vertentes, bem como podem ocasionar a formação de novas vertentes, os processos exógenos reduzem a paisagem terrestre a um determinado nível de base.

IV- Os processos morfogenéticos constituem fenômenos de escala métrica ou decamétrica, e o seu estudo traz informações de ordem teórica e prática. No âmbito teórico, explica a evolução das vertentes e a esculturação do relevo, e no campo prático fornece informações a propósito da melhor aplicabilidade das técnicas de conservação dos solos.

a) ( ) Somente as afirmativas II, III e IV estão corretas.b) ( ) Somente as afirmativas I e II estão corretas.c) ( ) Apenas a afirmativa IV está correta.d) ( ) Todas as afirmativas estão corretas.

2 O desenvolvimento do perfil das vertentes talvez tenha sido um dos temas mais difíceis de serem interpretados. Neste tópico você pôde verificar as várias contribuições de estudiosos no intuito de compreender e definir os perfis das vertentes. Neste contexto e com base neste estudo, relacione os autores com suas respectivas contribuições.

I- Max Derruau (em 1965).II- Frederick R. Troeh (em 1965).III- Lester C. King (em 1953).IV- Arthur N. Strahler (em 1950).V- Dalrymple, Blong e Conacher (em 1968).

( ) O perfil típico de uma vertente geralmente apresenta uma convexidade no topo e uma concavidade na parte inferior, sendo que ambas estão separadas por um simples ponto de curvatura e/ou desvio ou por segmento.

( ) Utilizou de equações matemáticas para explicar as formas das vertentes. Desenvolveu quatro tipos básicos de vertentes, combinando a concavidade e convexidade.

AUTOATIVIDADE

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( ) Propôs um modelo universal, no qual a vertente típica apresenta quatro partes: convexidade no topo; face livre ou escarpa retilínea; parte reta com detritos da porção superior da vertente e pedimento suavemente côncavo.

( ) Divide as vertentes erosivas em três tipos básicos considerando o ângulo de repouso dos materiais não coesivos.

( ) Estes propuseram nove unidades hipotéticas no modelo de perfil das vertentes, baseando-se nos estudos em áreas temperadas úmidas.

A sequência CORRETA é:a) I – II – III – IV – V. b) V – IV – III – II – I. c) II – I – III – V – IV. d) III – V – II – IV – I. e) IV – III – V – I – II.

3 Agora que você sabe sobre os movimentos de massa, bem como os tipos de movimentos e os fatores condicionantes, sugerimos que faça uma pesquisa de campo na sua cidade, no intuito de investigar a ocorrência de movimentos de massa de maior ou menor intensidade.

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TÓPICO 3

A GEOMORFOLOGIA FLUVIAL

UNIDADE 1

1 INTRODUÇÃO

Os rios podem ser considerados como uma das consequências mais importantes do ciclo hidrológico. Por definição, os rios correspondem aos sistemas que comportam a água doce na superfície do planeta. Exercem um papel fundamental para o escoamento das águas das chuvas; para o transporte dos sedimentos do continente para o mar, uma vez que a maioria dos rios são exorreicos (na drenagem exorreica, o rio corre para fora do continente); para o transporte de nutrientes e organismos essenciais para a biosfera, bem como servem de habitat para muitas espécies de animais e plantas. São fundamentais também para o ser humano, pois são fontes de água potável; servem como vias de transporte; suas águas são utilizadas para a irrigação, bem como para as indústrias. Assim, na ciência Geomorfológica, a Geomorfologia Fluvial representa um setor de destaque, pelo seu caráter condicionante da própria vida humana, o que despertou o interesse dos pesquisadores ao longo da história da ciência geomorfológica. Assim, é possível encontrar uma grande produção científica acerca desta área de conhecimento.

Neste tópico trataremos os aspectos físicos essenciais dos rios, bem como os processos e formas associadas com o escoamento dos rios, objeto de estudo da Geomorfologia Fluvial.

Mantenha a concentração e bom estudo!

2 A GEOMORFOLOGIA FLUVIAL

Segundo Christofoletti (1980, p. 65), “a Geomorfologia fluvial interessa-se pelo estudo dos processos e das formas relacionadas com o escoamento dos rios”. Para Cunha (2009, p. 211), “a Geomorfologia Fluvial engloba o estudo dos cursos de água e das bacias hidrográficas”. De modo geral, a Geomorfologia Fluvial abarca o estudo da dinâmica física dos rios e sua relação com a (trans)formação das formas de relevo resultantes.

Três abordagens diferentes a respeito desta área de conhecimento começaram a ser discutidas a partir de 1945: a morfometria numérica; a compressão do tratamento estático e inter-relação de dados sobre canais fluviais; a produção de modelos estocásticos (CUNHA, 2009).

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No decorrer de 1970, ocorreu uma intensificação nos estudos sobre a Geomorfologia Fluvial, no que tange principalmente aos processos e mecanismos observados no canal fluvial, permitindo uma visão mais ampla, com o envolvimento de outras áreas do conhecimento, como a Hidrologia, a Pedologia e a Ecologia. Ainda na década de 1970, as contribuições da Geomorfologia Fluvial geraram, segundo Cunha (2009), uma perspectiva temporal para as mudanças fluviais e passando a se preocupar com as modificações decorrentes da maior atuação do homem sobre o ambiente fluvial, em especial modificando-o com a construção de obras de engenharia, ou usos indevidos nas bacias hidrográficas.

Dentre os trabalhos realizados no Brasil nas décadas de 1970 e 1980, merece destaque o trabalho de sistematização sobre os estudos sedimentológicos, responsável pela consolidação de alguns conceitos básicos ligados ao campo da Geomorfologia Fluvial, como as publicações dos livros-textos de Antônio Christofoletti (1974 e 1981) e João José Bigarella et al. (1979) (SUGUIO, 1973).

2.1 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE OS RIOS

O que é um rio, para você? Essa pergunta parece ser muito óbvia, você não acha? Provavelmente você respondeu que um rio corresponde a uma corrente contínua de água, mais ou menos caudalosa, que deságua no mar ou lago. Este é um conceito elencado pela maioria dos dicionários. Contudo, precisamos destacar que embora o curso de água de um rio deva ter certa grandeza para ser designado como rio, é muito difícil precisar a partir de qual tamanho utiliza-se esta designação (rio). Todavia, a toponímia é muito rica em termos designativos no que concerne aos cursos menores de água. Assim, podemos encontrar designações como: riacho, arroio, ribeira, ribeiro, ribeirão, sanga, córrego, dentre outros, reservando-se o termo rio para o principal e maior dos elementos componentes de determinada bacia de drenagem. (CHRISTOFOLETTI, 1980).

O termo rio, geológica e geomorfologicamente, “aplica-se exclusivamente a qualquer fluxo canalizado e, por vezes, é empregado para referir-se a canais destituídos de água”. (CHRISTOFOLETTI, 1980, p. 65). Nos casos dos canais secos, durante a maior parte do ano com fluxos de água durante ou após as chuvas, são designados de rios efêmeros. Para os casos nos quais os cursos de água funcionam durante parte do ano, são denominados de rios intermitentes. E, para os cursos de água cujo fluxo ocorre durante o ano todo, são os chamados rios perenes.

É importante destacar que todos os acontecimentos que ocorrem na bacia de drenagem automaticamente repercutirão nos rios, direta ou indiretamente. Assim, conforme coloca Christofoletti (1980), as condições climáticas, a cobertura vegetal e a litologia são fatores que controlam a morfogênese das vertentes e, por sua vez, o tipo de carga detrítica fornecida aos rios. Desse modo, a realização do estudo e análise dos rios, para uma maior compreensão, só poderá se dar numa perspectiva mais globalizada do sistema hidrográfico.

TÓPICO 3 | A GEOMORFOLOGIA FLUVIAL

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2.1 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE OS RIOS

No que tange às bacias de drenagem, é importante destacar que os principais componentes das bacias de drenagem são os cursos d’água. A bacia de drenagem de um determinado rio abarca todos os afluentes que deságuam na drenagem principal e eventuais lagos associados a esse sistema. O que separa uma bacia de drenagem das bacias de drenagem vizinhas são os divisores de água, ou seja, elevações topográficas, a exemplo da Serra da Mantiqueira e da Canastra, no Sudeste do Brasil. Outra característica importante das bacias de drenagem é que elas podem atingir grandes extensões territoriais, como, por exemplo, dos rios Amazonas (norte da América do Sul), com cerca de 5.780.000 km², do Congo (região central da África), com 4.000.000 km², e do Mississipi (centro-leste dos EUA), com cerca de 3.220.000 km². (RICCOMINI et al., 2009).

ATENCAO

2.2 OS PADRÕES DE DRENAGEM DOS RIOS

A classificação dos padrões de drenagem dos rios pode ocorrer de diferentes formas. Todavia, a classificação mais comum apresenta como base o padrão de drenagem, bem como o comportamento das drenagens em relação ao substrato e à forma de canais.

A exemplo de uma carta topográfica, de uma fotografia aérea ou em uma imagem de satélite, as drenagens observadas ilustram padrões muito característicos, em virtude do tipo de rocha e das estruturas geológicas presentes em seu substrato.

De acordo com Riccomini et al. (2009), existem diferentes arranjos de drenagem que permitem uma classificação com base em sua geometria. Os que veremos a seguir são considerados os principais padrões de drenagem. Vejamos:

• Padrão Dendrítico → é considerado o arranjo mais comum. Este tipo de arranjo se assemelha à distribuição dos galhos de uma árvore ou os “veios” de determinadas folhas de algumas plantas. Ocorre quando a rocha do substrato é homogênea, formada apenas por granito, ou, no caso das rochas sedimentares, com estratos horizontais.

• Padrão Paralelo → ocorre em regiões cuja declividade é mais acentuada e as estruturas do substrato orientam-se conforme a inclinação do terreno.

• Padrão Radial → neste tipo de arranjo a drenagem se distribui em todas as direções, originando-se em um ponto central, como os de um cone vulcânico ou uma feição dômica.

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• Padrão em treliça → quando a drenagem apresenta um arranjo retangular, mas os tributários são paralelos entre si. Este tipo de arranjo é típico de regiões com substrato rochoso onde as rochas mais ou menos resistentes se alteram em faixas paralelas com planos de fraqueza ortogonais, a exemplo das regiões dobradas de relevo do tipo Apalachiano.

Na figura a seguir você poderá observar atentamente os diferentes arranjos de drenagem considerados como sendo os principais padrões de drenagem. Observe-os.

FONTE: BLOOM, A. L. Geomorphology: a systematic analysis of Late landforms. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall, 1991 (apud RICCOMINI et al., 2009).

FIGURA 29 – OS PRINCIPAIS PADRÕES DE DRENAGEM

É evidente que existem outros padrões intermediários, com denominações específicas, pois ao longo de um mesmo rio ou bacia de drenagem podem ocorrer alterações nos padrões de drenagem.


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Quanto ao comportamento das drenagens em relação ao substrato, vale a pena ressaltar a natureza e o arranjo espacial das rochas do substrato das bacias de drenagem que exercem um papel fundamental quanto ao sentido de fluxo das águas em seus cursos. Assim, os rios que estão em terrenos constituídos por rochas sedimentares podem ser classificados, segundo Riccomini et al. (2009, p. 310-311), em:

• Rios Consequentes → fluem segundo a declividade do terreno, em concordância com a inclinação das camadas. O rio Tietê, no seu trecho sobre os terrenos sedimentares da bacia do Paraná, é um exemplo típico de rio consequente.

• Rios Subsequentes → têm seu curso controlado por descontinuidades do substrato, como folhas, juntas e presença de rochas menos resistentes. Um exemplo de rio Subsequente é o do Passo Cinco, na região de Itirapina e Ipeúna (Estado de São Paulo), controlado por uma zona de falha de direção noroeste-sudeste.

• Rios Obsequentes → apresentam fluxo no sentido oposto à inclinação das camadas e normalmente são de pequena extensão, descem escarpas e desembocam em rios subsequentes. As drenagens que descem as serras de Botucatu, São Pedro e São Carlos, no interior paulista, são do tipo obsequente.

• Rios Insequentes → não apresentam controle geológico reconhecível e normalmente estão relacionados à presença de rochas homogêneas ou de camadas sedimentares horizontais. Alguns rios meandrantes, como o Ribeira de Iguape (no Estado de São Paulo), apresentam caráter predominantemente insequente.

Observe-os na ilustração a seguir.

FONTE: Guerra e Cunha (2009)

FIGURA 30 – CLASSIFICAÇÃO DOS RIOS. (1) CONSEQUENTE; (2) SUBSEQUENTE; (3) OBSEQUENTE; (4) RESSEQUENTE (É TAMBÉM CONSIDERADO POR ALGUNS AUTORES); (5)

INSEQUENTE

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É importante você saber que as bacias de drenagem, conforme Christofoletti (1980, p. 102), podem ser classificadas de acordo com o escoamento global nos seguintes tipos:a) Exorreicas: quando o escoamento das águas se faz de modo contínuo até o mar ou oceano.b) Endorreicas: quando as drenagens são internas e não possuem escoamento até o mar, desembocando em lagos ou dissipando-se nas areias do deserto, ou perdendo-se nas depressões cársicas.c) Arreicas: quando não há nenhuma estruturação em bacias hidrográficas, como nas áreas desérticas onde a precipitação é escassa e a atividade dunária é intensa, dificultando as linhas e os padrões de drenagem.d) Criptorreicas: quando as bacias são subterrâneas, como nas áreas cársicas.

IMPORTANTE

2.3 OS TIPOS DE LEITOS FLUVIAIS

Os leitos fluviais compreendem os espaços que podem ser ocupados pelo escoamento das águas. Conforme o perfil transversal das planícies de inundação, podemos distinguir quatro tipos de leitos fluviais. (CRISTOFOLETTI, 1980). A saber:

• Leito de vazante → inclui-se no leito menor e é utilizado para o escoamento das águas baixas. Este tipo de leito constantemente serpenteia entre as margens do leito menor, acompanhando o talvegue, que é a linha de maior profundidade ao longo do leito.

• Leito menor → é bem delimitado e encaixa-se entre as margens bem definidas. Ao longo do leito menor constata-se a existência de irregularidades, com trechos mais profundos, as depressões, acompanhadas de partes com menor profundidade, mais retilíneas e oblíquas em relação ao eixo aparente do leito, designadas de umbrais. Neste tipo de leito o escoamento das águas apresenta uma frequência suficiente capaz de impedir o crescimento da vegetação.

• Leito maior periódico ou sazonal → é um tipo de leito regularmente tomado pelas cheias, ao menos uma vez por ano. Dependendo do tempo de intervalo entre uma cheia e outra, é possível ocorrer o crescimento da vegetação herbácea.

• Leito maior excepcional → corresponde àquele por onde ocorrem as cheias mais intensas, no decorrer das enchentes. A frequência do escoamento das águas obedece a intervalos irregulares, podendo se estender por alguns anos.

Observe, na ilustração a seguir, os tipos distintos de leitos fluviais. Note a distinção entre o leito de vazante, o leito menor e o leito maior.


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FONTE: Adaptado de Christofoletti (1976) e Guerra (1993 apud GUERRA; CUNHA, 2009)

FIGURA 31 – OS TIPOS DE LEITOS FLUVIAIS

2.4 OS TIPOS DE CANAIS FLUVIAIS

Os tipos de canais fluviais correspondem ao modo de se padronizar o arranjo espacial que o leito apresenta ao longo do rio. A maioria dos estudos realizados acerca dos rios emprega uma classificação com base em quatro padrões básicos de canais caracterizados em função de parâmetros morfométricos, como sinuosidade, grau de entrelaçamento e relação entre largura e profundidade. Os quatro padrões básicos e/ou tipos de canais fluviais são designados de: retilíneos, meandrante, anastomosado e entrelaçado ou ramificado. Observe-os na figura que segue e posteriormente atente para algumas considerações sobre cada um dos canais fluviais.

FONTE: Adaptado de Miall (1977 apud RICCOMINI et al., 2009)

FIGURA 32 – OS QUATRO TIPOS FUNDAMENTAIS DE CANAIS FLUVIAIS

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2.4.1 Canais retilíneos

2.4.2 Canais meandrantes

Os canais retilíneos são aqueles cujo rio percorre um trajeto retilíneo sem que ocorra um desvio significativo em sua trajetória normal em direção à foz. Segundo Christofoletti (1980, p. 88), “os canais verdadeiramente retos são muito raros na natureza, existindo principalmente quando o rio está controlado por linhas tectônicas, como no caso de cursos de água acompanhando linhas de falha”. Os rios retilíneos estão praticamente restritos a pequenos segmentos de drenagens e distributários deltaicos. Um exemplo típico é o delta do Mississipi, composto por distributários retilíneos. Observe a ilustração.

FONTE: Riccomini et al. (2009)

São aqueles em que os rios apresentam curvas sinuosas, largas e semelhantes entre si, através de um trabalho contínuo de escavação na margem côncava (ponto de maior velocidade da corrente) e de deposição na margem convexa (ponto de menor velocidade). No intuito de distinguir entre os canais meândricos e os que não são, foi proposto o índice de sinuosidade, que é a relação entre o cumprimento do canal e a distância do eixo do vale. Observe a figura a seguir. Note que a distância axial é medida ao longo da linha interrompida. Outro fator importante é o valor de 1,5 usado por alguns pesquisadores como ponto de partida para considerar os canais como meandros.

FIGURA 33 – DELTA DO MISSISSIPI


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Os canais meândricos são encontrados com frequência nas áreas úmidas cobertas por vegetação ciliar. A formação da sequência de depressões e umbrais ao longo do leito fluvial, definindo margens de erosão e deposição, representa o estágio inicial do meandro.

Várias são as condições essenciais para o desenvolvimento dos meandros, tais como: camadas sedimentares de granulação móvel, coerente, firmas e não soltas; gradientes moderadamente baixos; fluxos contínuos e regulares; cargas em suspensão e de fundo em quantidades mais ou menos equivalentes. (GUERRA; CUNHA, 2009). As formas meandrantes representam o estado de estabilidade do canal, denunciando um certo ajustamento entre todas as variáveis hidrológicas, tais como: declividade, largura e profundidade do canal, velocidade dos fluxos, rugosidade do leito, carga sólida e vazão. (CHRISTOFOLETTI, 1980). Contudo, este estado de equilíbrio poderá ser alterado pela ocorrência de um distúrbio na região, como, por exemplo, a ação do homem no que tange ao plantio em áreas férteis próximas aos meandros.

Para Christofoletti (1980), os meandrantes fluviais, tradicionalmente na Geomorfologia, eram relacionados às planícies fluviais e deltaicas. Assim, partindo desta verificação, chegou-se à noção de que os meandros estavam ligados aos grandes rios no seu estágio de maturidade do ciclo davisiano (estudo do Tópico 1 da Unidade 1). No entanto, esta interpretação na visão de Christofoletti (1980), não está correta, pois existem rios de vários tamanhos e em todas as altitudes que podem formar meandros, desde que uma condição básica seja encontrada, como a presença de camadas sedimentares de granulação móvel, que estejam coerentes, firmes, e não soltas.

FIGURA 34 – SINUOSIDADES DESENVOLVIDAS PELOS RIOS

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Existe uma ampla nomenclatura descritiva aplicada aos meandramentos. Os termos citados com maior ênfase são: meandros abandonados; diques semicirculares; colo de meandro; banco de solapamento; faixa de meandro e point-bars.

IMPORTANTE

2.4.3 Canais anastomosados

2.4.4 Canais entrelaçados ou ramificados

Os canais anastomosados são caracterizados por apresentar grande carga sedimentar no seu leito. Quando o material grosseiro é transportado em grande quantidade pelo rio e este, por sua vez, não tem potencial suficiente para carregá-lo até seu nível de base final, deposita-o no seu próprio leito. Desse modo, se forma um obstáculo natural (rugosidade e saliência), fazendo com que o rio se ramifique em vários canais pequenos e rasos, bem como apresentam-se desordenados devido às constantes migrações entre ilhotas. Para Christofoletti (1980, p. 88), “os trechos anastomosados sempre se localizam ao longo do curso fluvial, pois no ponto de início como no ponto terminal deverá haver um único canal”. Isto é para diferenciar do padrão reticulado, que se assemelha à disposição anastomosada, mas que se caracteriza pelo escoamento efêmero e pela subdivisão em várias embocaduras que se perdem nas baixadas ou lagos temporários.

De modo geral, o padrão anastomosado se estabelece pela existência de algumas condições básicas, como a disponibilidade da carga do leito, a variabilidade do regime fluvial e a existência de contraste topográfico acentuado. Conforme Guerra e Cunha (2009), a grande quantidade de carga detrítica grosseira e heterogênea, em conjunto com a flutuação das descargas, permite a seleção, a deposição de material e, consequentemente, a formação de bancos. A formação dessa topografia do leito promove a divergência de fluxos e o “ataque” às margens. Podemos dizer que o padrão anastomosado dos canais expressa uma melhor relação entre o débito, a carga detrítica e os mecanismos de transporte.

Os canais entrelaçados ou ramificados surgem quando existem braços de rios que voltam ao leito principal, formando ilhas. Essa junção deve ser verificada até dezenas de quilômetros à jusante. Um exemplo típico deste tipo de canal é o rio Araguaia, em Tocantins, cuja ramificação deu origem à Ilha do Bananal, considerada a maior ilha fluvial do mundo.


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2.5 LEQUES ALUVIAIS E DELTAICOS

O que você sabe sobre os leques aluviais e deltaicos? Pense um pouco. Os leques aluviais são formados a partir de pontos em que drenagens

confinadas em regiões montanhosas cortam escarpas íngremes, convertem-se em canais que se bifurcam ao invés de confluírem (distributários ou fluxos não canalizados), atingem a planície da bacia, onde dispersam radialmente a carga de sedimentos transportada. Nos casos em que os leques aluviais avançam diretamente para o interior de um corpo de água (lago ou mar), eles são denominados de leques deltaicos.

Segundo Bigarella (2003, p. 1353), leque aluvial “constitui um corpo de sedimentos fluviais cuja forma aproxima-se de um segmento de cone, com ápice no sopé de um relevo acidentado, de onde adquire um padrão radial divergente”. As condições climáticas e o tectonismo são apontados como os principais fatores envolvidos na determinação da sedimentação de leques aluviais.

Em leques aluviais de climas áridos, o transporte principal de sedimentos ocorre durante as chuvas torrenciais (que são raras) sob a forma de enchentes em lençol e fluxos gravitacionais, permitindo a dispersão de sedimentos sobre a superfície do leque a partir do seu ápice (ponto de saída). Nos leques aluviais de climas úmidos, o transporte de sedimentos ocorre nos canais distributários, contudo, poucos canais são ativos ao mesmo tempo. Além dos processos de transporte sedimentar, outras características distinguem os leques aluviais de climas áridos dos leques de climas úmidos. Conforme Riccomini et al. (2009), os leques de climas áridos (comuns em regiões desérticas) geralmente estão associados à escarpa de falhas, cujos raios são normalmente menores do que uma dezenas de quilômetros. Ainda segundo Riccomini et al. (2009), os leques de climas úmidos podem apresentar raios superiores a uma centena de quilômetros, constituindo megaleques, como o do rio Kosi, na Índia, assim como o rio Taquari, no Pantanal Mato-grossense. Para você ter uma ideia, o leque do rio Taquari, com seus 250 km de diâmetro, é provavelmente o mais extenso do mundo. Observe-o na ilustração a seguir.

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FIGURA 35 – O MEGALEQUE DO RIO TAQUARI, NO PANTANAL MATO-GROSSENSE

Quanto aos leques deltaicos, podemos dizer que são exemplos particulares dos leques aluviais. É importante ressaltar que os leques deltaicos não devem ser confundidos com os verdadeiros deltas, que são proeminências na linha de costa formadas nos locais onde os rios adentram os oceanos, mares, interiores ou lagos. (RICCOMINI, et al., 2009). Os deltas são constituídos pelos sedimentos que são transportados pelos rios que os “alimentam”.

A designação delta é oriunda da semelhança das feições com a letra grega delta D maiúscula, reconhecida por Heródoto, em 4 a. C., nos depósitos da desembocadura do rio Nilo.

IMPORTANTE


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2.6 OS DEPÓSITOS ALUVIAIS

Podemos dizer que os depósitos aluviais constituem um importante componente da história geológica da Terra e ocorrem em contextos geotectônicos distintos em diversos períodos. O estudo dos depósitos aluviais fundamentados na análise dos depósitos recentes permite a caracterização dos processos hidrodinâmicos, bem com a compreensão da evolução sedimentar dos depósitos antigos. Economicamente, o estudo dos depósitos aluviais torna-se interessante e/ou importante em função da exploração dos recursos minerais (abordados no caderno de Geografia Física).

Os geólogos, através do método de fáceis, analisam e interpretam os

depósitos aluviais, bem como seus processos geradores. Este método baseia-se na comparação de perfis verticais e seções em afloramentos com modelos, sucessões e associações de fáceis. Segundo Riccomini et al. (2009, p. 317), “os modelos são elaborados para representar, em sua essência, a combinação de feições de depósitos sedimentares recentes e antigos e permitir a caracterização dos diferentes sistemas deposicionais”.

Devido à grande variedade de fatores que controlam os diferentes tipos

de rios e leques aluviais, é possível elaborar uma grande quantidade de modelos deposicionais. Dentre eles podemos destacar: os leques aluviais de climas áridos e úmidos, rios entrelaçados, meandrantes e anastomosados. Assim, selecionamos algumas imagens de depósitos em leques aluviais de clima árido, depósitos em sistemas de rios entrelaçados e depósitos em sistema fluvial meandrante, respectivamente. Observe-as atentamente.


FIGURA 36 – EXEMPLOS DE DEPÓSITOS EM LEQUES ALUVIAIS DE CLIMA ÁRIDO

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A foto à esquerda refere-se ao depósito de detritos contendo blocos métricos de rochas do embasamento na porção proximal de leque aluvial da formação de Resende (período Oligoceno), junto à borda norte da bacia de Resende (RJ). A foto à direita corresponde ao sopé do maciço de Itatiaia (RJ), onde ocorrem intercalações de depósitos de fluxos de detritos, contendo blocos arredondados de rochas alcalinas, com depósitos de corridas de lama em antigo leque aluvial da formação Resende (Oligoceno).


FIGURA 37 – DEPÓSITOS NO SISTEMA FLUVIAL ENTRELAÇADO

A foto (a) representa o depósito de barra longitudinal de cascalhos na porção proximal de um rio entrelaçado atual. A foto (b) ilustra depósitos antigos de natureza semelhante em terraço fluvial do mesmo rio, mostrando a persistência do processo no tempo geológico. Imagens ao longo do rio do Braço, no município de Cruzeiro (SP).


FIGURA 38 – DEPÓSITOS EM SISTEMAS MEANDRANTES


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A foto à esquerda representa o depósito de canal de rio meandrante da Formação São Paulo (Oligoceno e Mioceno da bacia de São Paulo), nos arredores de Santa Isabel (SP). A foto à direita ilustra a exposição de seção transversal de um rio meandrante da Formação São Paulo na região de Guararema (SP), mostrando estratificação cruzada sigmoidal, na parte centro-esquerda da foto, e depósitos de meandro abandonado na porção central e centro-direita da foto.

Para finalizar este tópico, gostaríamos de destacar os terraços fluviais. Estes apresentam antigas planícies de inundação que foram abandonadas. Morfologicamente, os terraços fluviais surgem como patamares aplainados, de largura variada, limitados por uma escarpa em direção ao curso de água. Existem diferentes tipos de terraços. Vejamos, de acordo com Christofoletti (1980): Terraços aluviais (quando os terraços são constituídos por materiais relacionados a antigas planícies de inundação); terraços rochosos (quando os terraços foram esculpidos, através da morfogênese fluvial, sobre as rochas componentes das encostas dos vales); terraços estruturais (são patamares ao longo das vertentes, mantidos pela existência de camadas de rochas resistentes); terraços encaixados (resultado de movimentos tectônicos, de abaixamento do nível de base ou de modificação no potencial hidráulico do rio, ocasionando a formação desse tipo de terraço).

IMPORTANTE

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LEITURA COMPLEMENTAR

INUNDAÇÕES

Riccomini et al. (2009)

Historicamente, as populações que se concentram às margens dos rios estão, invariavelmente, sujeitas às inundações. Os prejuízos anuais acumulados pelas inundações atingem cifras astronômicas.

As inundações constituem um dos principais e mais destrutivos tipos de acidentes geológicos e ocorrem quando a descarga do rio torna-se elevada e excede a capacidade do canal, extravasando suas margens e alagando as planícies adjacentes. Elas podem ser controladas por fatores naturais ou antrópicos. Entre os fatores naturais encontram-se normalmente as chuvas excepcionais e o degelo. Períodos anômalos de chuva sobre as bacias de drenagem podem ocasionar a súbita elevação do nível de água dos cursos fluviais, os quais, além de inundar áreas cultivadas e reduzir a disponibilidade de água potável, acarretam a destruição de construções e podem redundar na perda de vidas humanas e dos animais. Por outro lado, a ação antrópica pode ser responsável por grandes enchentes, como nos casos de ruptura de barragens e diques artificiais.

Importantes obras de engenharia, como diques marginais artificiais, barragens de contenção e canalização de rios são construídas para minimizar os efeitos das enchentes, com resultados positivos, mas que também apresentam seus inconvenientes. Diques marginais artificiais provocam o assoreamento do canal em virtude do incremento da acumulação de sedimentos que normalmente seriam depositados nas planícies de inundação. Barragens de concentração, que de um lado podem ser aproveitadas para a geração de energia hidroelétrica e irrigação, de outro, retêm sedimentos e, por vezes, em sua construção, acabam por alagar áreas cultiváveis, núcleos urbanos, reservas florestais, monumentos históricos, sítios arqueológicos e geológicos. A canalização significa a alteração do padrão do canal de um rio, em casos extremos por sua retificação, de modo a aumentar a velocidade de fluxo das águas e evitar que estas atinjam o nível de inundação. Pode envolver a simples desobstrução do canal ou até seus alargamentos e aprofundamentos. Reduzindo-se o comprimento do canal, aumenta-se seu gradiente e, portanto, a velocidade de fluxo. Assim, a grande descarga associada às enchentes pode ser rapidamente dissipada. Entretanto, a canalização não impede a tendência de um rio meandrar e retornar ao seu curso prévio. Um exemplo, que quase todos os anos causa grande comoção à população paulista, é o das enchentes ao longo das antigas várzeas do rio Tietê e de seus tributários. As inundações ocorrem em função da redução da área de infiltração das águas pluviais pelas construções e pavimentações de vias públicas, levando a um rápido escoamento superficial rumo a um rio originalmente meandrante a atualmente retificado, com sua planície de inundação densamente ocupada.


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Apesar dos altos custos das obras de contenção de enchentes na cidade de São Paulo – barragens de contenção (popularmente conhecidas como “piscinões”), canalização de rios e córregos, construção de diques marginais–, uma solução para o problema está muito distante.

A alternativa mais racional para minimizar o efeito das enchentes é o adequado planejamento da ocupação territorial, particularmente das áreas inundáveis, mediante a identificação de áreas de risco e o estabelecimento de regras específicas para seu uso.

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RESUMO DO TÓPICO 3


• A Geomorfologia fluvial interessa-se pelo estudo dos processos e das formas relacionadas com o escoamento dos rios. Na ciência Geomorfológica, a Geomorfologia Fluvial representa um setor de destaque, pelo seu caráter condicionante da própria vida humana, o que despertou o interesse dos pesquisadores ao longo da história da ciência geomorfológica. Assim, é possível encontrar uma grande produção científica acerca desta área de conhecimento.

• A classificação mais comum dos padrões de drenagem dos rios pode ocorrer de diferentes formas. Os principais padrões de drenagem são: Padrão Dendrítico; Padrão Paralelo; Padrão Radial e Padrão em Treliça.

• Os rios que estão em terrenos constituídos por rochas sedimentares podem ser

classificados em: Rios Consequentes; Rios Subsequentes; Rios Obsequentes e Rios Insequentes.

• Os leitos fluviais compreendem os espaços que podem ser ocupados pelo

escoamento das águas. No entanto, conforme o perfil transversal das planícies de inundação, os leitos fluviais podem ser distinguidos em quatro tipos: Leito de vazante; Leito menor; Leito maior periódico ou sazonal e Leito maior excepcional.

• Os tipos de canais fluviais correspondem ao modo de se padronizar o arranjo espacial que o leito apresenta ao longo do rio. Os quatro padrões básicos e/ou tipos de canais fluviais são designados de: retilíneos, meandrante, anastomosado e entrelaçado ou ramificado.

• Os leques aluviais são formados a partir de pontos em que drenagens confinadas em regiões montanhosas cortam escarpas íngremes, convertem-se em canais que se bifurcam ao invés de confluírem, atingem a planície da bacia, onde dispersam radialmente a carga de sedimentos transportada. Nos casos em que os leques aluviais avançam diretamente para o interior de um corpo de água (lago ou mar) eles são denominados de leques deltaicos.

• O estudo dos depósitos aluviais fundamentado na análise dos depósitos recentes permite a caracterização dos processos hidrodinâmicos, bem com a compreensão da evolução sedimentar dos depósitos antigos. Economicamente, o estudo dos depósitos aluviais torna-se interessante e/ou importante em função da exploração dos recursos minerais.

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1 Relacione as colunas quanto aos principais padrões de drenagem e suas respectivas características:

1. Padrão Radial. 2. Padrão Dendrítico. 3. Padrão Paralelo. 4. Padrão em Treliça.

( ) É considerado o arranjo mais comum.( ) Quando a drenagem se distribui em todas as direções.( ) Quando a drenagem apresenta um arranjo retangular, mas os tributários

são paralelos entre si.( ) Ocorre onde a declividade é mais acentuada e as estruturas do substrato

orientam-se conforme a inclinação do terreno.

Agora, assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:a) ( ) 2 – 3 – 4 – 1. b) ( ) 2 – 1 – 4 – 3. c) ( )3 – 4 – 2 – 1. d) ( ) 1 – 2 – 3 – 4.

2 No que tange ao estudo realizado sobre a Geomorfologia Fluvial, analise as afirmativas a seguir:

I- A maioria dos estudos realizados acerca dos rios emprega uma classificação com base em quatro padrões básicos de canais, caracterizados em função de parâmetros morfométricos, como sinuosidade, grau de entrelaçamento e relação entre largura e profundidade.

II- Os leitos fluviais compreendem os espaços que podem ser ocupados pelo escoamento das águas. Conforme o perfil transversal das planícies de inundação, quatro tipos de leitos fluviais podem ser distinguidos: leito de vazante; leito menor; leito entrelaçado e leito meandrante.

III- Acerca do comportamento das drenagens em relação ao substrato, a natureza e o arranjo espacial das rochas do substrato das bacias de drenagem exercem um papel fundamental quanto ao sentido de fluxo das águas em seus cursos.

IV- Os leques aluviais constituem um corpo de sedimentos fluviais, cuja forma aproxima-se de um segmento de cone, com ápice no sopé de um relevo acidentado, de onde adquire um padrão radial divergente.

V- O estudo dos depósitos aluviais fundamentado na análise dos depósitos recentes permite a caracterização dos processos hidrodinâmicos, bem como a compreensão da evolução sedimentar dos depósitos antigos.

AUTOATIVIDADE

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a) ( ) Estão corretas apenas as afirmativas I, II e III.b) ( ) Estão corretas apenas as afirmativas I, III, IV e V.c) ( ) Somente a afirmativa V está correta.d) ( ) Todas as afirmativas estão corretas.

3 Diante do que foi exposto sobre os padrões de drenagem, o comportamento das drenagens em relação ao substrato, os tipos de canais fluviais, os tipos de leitos fluviais e os depósitos aluviais, você terá condições de elencar algumas características dos rios de sua cidade e/ou região. Assim, propomos que você escolha um rio e caracterize-o levando em conta os aspectos citados anteriormente. Para analisar os padrões de drenagem, utilize uma carta topográfica ou um mapa físico da região.

Você poderá anotar os resultados na tabela que segue ou construir sua própria tabela.

NOME DO RIO

LOCALIZAÇÃO

PADRÃO DE DRENAGEM

COMPORTAMENTO DA DRENAGEM

TIPO DE CANAL

TIPO DE LEITO

OBSERVAÇÕES A RESPEITO DOS DEPÓSITOS

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UNIDADE 2

GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E CÁRSTICA; A COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO E A GEOMORFOLOGIA

BRASILEIRA


PLANO DE ESTUDOS

Nessa unidade vamos:

• entender como se formaram os litorais e as forças envolvidas para dar origem às diferentes formas de relevo, encontradas nos litorais de todos os continentes;

• descobrir as diferentes formas de relevo originadas a partir do calcário;

• compreender a compartimentação das diferentes formas de relevo conti-nental e submarino;

• compreender a origem e formação da Geomorfologia brasileira, suas bases teóricas e principais autores;

• entender a estrutura geológica sobre a qual se formou o relevo brasileiro;

• identificar a evolução ocorrida na forma de classificar o relevo brasileiro ao longo da história recente da Geomorfologia no Brasil;

• identificar e localizar as maiores altitudes do território brasileiro.

Esta unidade está organizada em três tópicos. Em cada um deles você encon-trará atividades para uma maior compreensão das informações apresenta-das.

TÓPICO 1 – GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E CÁRSTICA

TÓPICO 2 – COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO

TÓPICO 3 – A GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA

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TÓPICO 1

GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E

CÁRSTICA

UNIDADE 2

1 INTRODUÇÃONeste tópico você terá a oportunidade de conhecer algumas características

importantes da Geomorfologia Litorânea, bem como apreciar alguns dos impressionantes ambientes costeiros. Embora não esteja pautada neste tópico a degradação antrópica destes ambientes, não podemos deixar de destacar o processo de exploração turística, com o uso inadequado das zonas praianas, bem como a construção de molhes, dragagens de sedimentos para ampliar a costa litorânea, dentre outras intervenções que têm ocasionado modificações na dinâmica costeira, como a erosão de praias e o assoreamento de baías e estuários, constituindo sérios problemas ambientais.

Você estudará também sobre a Geomorfologia Cárstica. Aliás, as paisagens correspondentes ao sistema cárstico são espetaculares, a exemplo das cavernas. Estas, por sua vez, além de representarem atrações turísticas, sua exploração tem despertado o interesse da humanidade desde tempos pré-históricos.

Concentre-se e bom estudo!

2 A GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA

As paisagens resultantes da morfogênese marinha, no que tange à zona de contato entre a terra e mar, são objeto de estudo da geomorfologia litorânea. Pode-se dizer que a morfologia litorânea torna-se muito complexa em virtude da interferência de processos marinhos e subaéreos sobre estruturas e litologias muito diferenciadas. Para Christofoletti (1980), em qualquer período geológico a ação dos processos litorâneos afeta uma faixa de largura reduzida. Contudo, as flutuações do nível marinho, principalmente no decorrer do Plioceno e Quaternário, permitem distinguir formas subaéreas atualmente submersas nas águas oceânicas. As flutuações do nível marinho permitem também verificar a presença de formas e terraços escalonados, esculpidos pela ação marinha, localizados em diferentes altitudes acima do nível do mar. Assim, é importante destacar que o estudo da geomorfologia litorânea não abarca somente a porção territorial atualmente sob influência da morfogênese marinha, mas também abarca toda a área que foi influenciada e/ou afetada pela ação marinha, em função dos movimentos relativos do nível das terras e águas no transcurso do passado geológico recente. (CHRISTOFOLETTI, 1980).

UNIDADE 2 | GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E CÁRSTICA; A COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO E A GEOMORFOLOGIA BR.

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2.1 DESCRIÇÃO DO PERFIL LITORÂNEO

A descrição do perfil litorâneo, no que se refere ao estabelecimento de nomenclaturas precisas, foi desenvolvida pelos ingleses, pois foram eles os responsáveis pelos estudos mais aprofundados acerca da morfologia litorânea. Contudo, no Brasil tornou-se necessário propor uma nomenclatura apropriada que correspondesse aos mesmos conceitos, conforme você pode observar na descrição a seguir, de Christofoletti (1980).


FIGURA 39 – NOMENCLATURA DESCRITIVA DE PERFIL LITORÂNEO

Para Christofoletti (1980), na figura observada, a zona intertidal (shore) estende-se entre o nível da maré baixa e o da efetivação das ondas nas marés altas. Esta zona pode ser subdividida em zona intertidal menor (foreshore), exposta durante a maré baixa e submersa no decorrer da maré alta, e zona intertidal maior (backshore), que se estende acima do nível normal da maré alta, inundando-se com as marés altas excepcionais ou pelas grandes ondas durante as tempestades. A linha do litoral (shoreline) é a linha (estritamente) que demarca o contato entre as águas e as terras, podendo ter variações conforme os movimentos das marés entre os limites da zona intertidal. Quanto à zona sublitorânea interna (nearshore) e a zona sublitorânea externa (offshore), a interna se estende entre a linha do litoral e a zona de arrebentação das ondas, e a externa começa na linha de arrebentação e estende-se em direção às águas mais profundas.

É importante destacar que a extensão e a largura dos elementos comentados variam de acordo com a oscilação das marés e também das características locais da costa. A costa pode ser entendida como um conjunto de formas componentes da paisagem que estabelece a área de contato sob influências marinhas.

TÓPICO 1 | GEOMORFOLOGIA LITORÂNEA E CÁRSTICA

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Vejamos outra descrição do perfil litorâneo, na visão de Tessler e Mahiques (2009).

FONTE: Tessler e Mahiques (2009)

Atualmente, a descrição que você acabou de observar é comumente a mais utilizada.

FIGURA 40 – PERFIL ESQUEMÁTICO DA TOPOGRAFIA PRAIAL

2.2 OS PROCESSOS MORFOGENÉTICOS RESPONSÁVEIS PELA MORFOGÊNESE LITORÂNEA

As formas de relevo litorâneas ou costeiras sofrem a atuação dos processos morfogenéticos. Segundo Christofoletti (1980), estes, por sua vez, podem ser controlados por vários fatores ambientais, como o geológico, o climático, o biótico e os fatores oceanográficos.

Nas costas escarpadas, cujos aspectos estão relacionados com a estrutura e litologia, é perceptível a atuação do fator geológico. A atuação do tectonismo, como os falhamentos, dobramentos e o vulcanismo, exerce influência no modelado costeiro. Segundo Christofoletti (1980, p. 128), “as estruturas menores também possuem importância em função da resistência que as rochas podem oferecer ao ataque dos processos litorâneos.” Desse modo, as falésias talhadas em quartzito compacto, com poucas diáclases (fratura, junta ou fenda), por exemplo, apresentam elevada resistência à ação da meteorização e das ondas. Através da ação hidráulica, as ondas são capazes de atuar em qualquer linha de menor resistência, originando formas menores como cavernas, arcos e entalhes de solapamento. As formas deposicionais das costas baixas sofrem a atuação do fator geológico no que tange às fontes de sedimentos, às áreas das bacias de drenagem e ao fundo dos mares. (CHRISTOFOLETTI, 1980).


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O fator climático é responsável pelo controle da meteorização dos afloramentos rochosos. Estes, sofrem a atuação dos processos físicos, químicos e biológicos, relacionados às condições subaéreas, bem como à presença ou proximidade do mar. Assim, as rochas são decompostas, resultando na granulometria dos materiais. É interessante notar que a diferenciação granulométrica nas diferentes áreas costeiras do planeta está atrelada às variações regionais do clima. Vejamos esta diferenciação, conforme a exposição de Christofoletti (1980, p. 130):

Nos trópicos úmidos, a rápida meteorização química resulta na profunda decomposição de quase todas as formações rochosas, propiciando o abastecimento de sedimentos de granulometria fina e escassez de fragmentos grosseiros, quer no ataque direto das falésias, quer pela carga detrítica transportada pelos rios. Nas regiões frias, ao contrário, a ativa gelificação favorece a presença de fragmentos grosseiros, dominantes nas formas oriundas da acumulação. Nas costas desérticas também é dominante a presença de fragmentos grosseiros; elas inclusive se caracterizam pela pequena quantidade de material terrestre transportado pelo escoamento e pela presença maior de sedimentos biogênicos, derivados de conchas marinhas e detritos de corais, nas formas de acumulação.

Dentre os elementos climáticos, os ventos também exercem um papel fundamental na morfogênese litorânea, isso porque são responsáveis pela edificação das dunas, bem como pela geração de ondas e correntes, que, juntamente com as marés, estabelecem o padrão de circulação das águas marinhas nas zonas litorâneas e sublitorâneas.

Quanto ao fator biótico, pode-se dizer que sofre uma grande influência

das condições climáticas. Isso porque as condições climáticas são responsáveis por estabelecer ou não condições favoráveis à presença de determinados organismos. Se você pensou nos corais e nos organismos que lhe estão associados na construção de recifes, acertou. Assim, esses organismos são típicos das zonas intertropicais; do mesmo modo, os manguezais ocupam os pântanos e os estuários que sofrem a influência das marés, nas regiões baixas das latitudes tropicais. (CHRISTOFOLETTI, 1980). Mas, você deve estar se perguntando qual a influência desses organismos na atuação do relevo litorâneo. É simples: esses organismos podem atuar como agentes erosivos, pois “escavam” e promovem a desagregação dos minerais nas rochas, ou ainda podem servir como protetores e construtivos, facilitando a retenção dos sedimentos e acumulando seus detritos.

Quanto ao fator oceanográfico, é importante que fique claro que este fator relaciona-se com a natureza da água do mar, ou seja, com as variações de salinidade, desde teores mais baixos, a exemplo do mar Báltico, bem como teores mais elevados, a exemplo do mar Morto. Caso você não saiba, o sal marinho apresenta poder corrosivo e compressivo (quando da cristalização), atuando como processo de meteorização nos afloramentos rochosos. Por outro lado,


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conforme Christofoletti (1980), o sal marinho condiciona diferentes ambientes ecológicos, possuidores de fauna e flora específicas, que, por sua vez, influenciam nos processos de meteorização, transporte e deposição dos sedimentos ao longo da faixa costeira.

2.2.1 As forças marinhas atuantes na morfogênese litorânea

A principal força marinha atuante na morfogênese litorânea é a atuação das ondas, das correntes costeiras e das marés.

As ondas são resultantes da ação dos ventos, representando a transferência direta da energia cinética da atmosfera para os oceanos. Quanto maior a velocidade do vento, maiores serão as ondas. Calcula-se que as maiores dimensões são atingidas quando a extensão da superfície sob a ação do vento aproxima-se de 100 milhas náuticas.

A maioria das ondas que atinge a costa é gerada em zonas de alta pressão atmosférica, no meio dos oceanos, propagando-se em direção aos continentes. Quando as ondas são produzidas em mar aberto e se propagam em direção às áreas mais rasas, sofrem um processo de modificação determinado por sua interação com o fundo marinho. (TESSLER; MAHIQUES, 2009). A profundidade em que ocorre esta interação é equivalente à metade do comprimento de ondas incidentes. Essa profundidade é considerada como sendo o limite exterior da plataforma interna, também denominada de nível de base das ondas.

De acordo com Tessler e Mahiques (2009), o movimento das partículas de água das ondas, originalmente circular, passa a ser elíptico, ao se aproximarem de áreas mais rasas, apresentando junto ao fundo um movimento que se assemelha a um vaivém no sentido de propagação da onda. Desse modo, esta movimentação é suficiente para não permitir que partículas finas, como as areias (muito finas), os siltes e as argilas se depositem, ocasionando uma deposição preferencial de frações granulométricas mais grosseiras, como as areias médias e grossas nos fundos dominados pelas ondas. Quando atingem áreas com profundidades menores (que equivalem a 1/25 do seu comprimento de onda), a diminuição das velocidades orbitais, junto ao fundo, em comparação com a superfície, faz com que a onda perca o equilíbrio, ocorrendo a arrebentação. (TESSLER; MAHIQUES, 2009).

A título de curiosidade, existem três tipos mais evidentes de arrebentação, definidos pela forma e energia das ondas incidentes e pela topografia da zona costeira na qual sofre influência das ondas. Observe na figura a seguir os três tipos de arrebentação.


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Observe que a arrebentação ascendente ocorre em fundos que apresentam alta declividade. A arrebentação mergulhante ocorre em fundos que apresentam declividade média, quando as cristas das ondas se rompem após formarem um enrolamento em espiral. E a arrebentação deslizante ocorre em regiões de topografia de fundo mais raso, quando as ondas se quebram percorrendo uma grande distância.

Como resultado dos processos de arrebentação de ondas ter-se-á o desenvolvimento do ambiente praial. A maior parte do trabalho de esculturação das paisagens costeiras é executada pela atuação das ondas.

Quanto às correntes costeiras, pode-se dizer que constituem alguns dos mais importantes agentes de remobilização de sedimentos. Isso porque essas correntes são responsáveis pelo transporte de material ao longo da costa, a partir de um rio, por exemplo, bem como constituem um grande mecanismo de circulação responsável pela manutenção da estabilidade e do equilíbrio dos ambientes praianos. (TESSLER; MAHIQUES, 2009). De acordo com os mesmos autores, além das correntes de deriva ocorrem também, em regiões costeiras, as correntes de retorno, que constituem um fluxo transversal à costa, no sentido do mar aberto. Estas correntes são, muitas vezes, associadas a canais ou cânions de plataforma e, portanto, permitem o transporte de sedimentos costeiros em direção a porções mais profundas dos oceanos.

Quanto à influência das marés na esculturação litorânea, pode-se dizer

que esta é indireta e relaciona-se com as variações do nível do mar que lhe são implicadas. A ação das ondas pode-se dar sobre uma amplitude vertical muito ampla e, por esta razão, sua influência é mais acentuada onde as marés são maiores. Além dessa função, a de elevar e abaixar o nível de ataque das ondas, as marés também podem gerar correntes. (CHRISTOFOLETTI, 1980).

De modo geral, as marés atuam na configuração e dinâmica de todas as desembocaduras fluviais, podendo originar estuários, que constituem áreas de grande importância para o desenvolvimento de espécies de organismos marinhos de interesse comercial.

FIGURA 41 – TIPOS DE ARREBENTAÇÃO


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Você sabe como resulta a formação das marés? Pense um pouco. As marés são fenômenos ondulatórios, gerados pelos processos de atração gravitacional entre a Terra, o Sol e a Lua. É importante destacar que tanto a periodicidade quanto a intensidade e amplitude das marés não são homogêneas nos oceanos. A amplitude das marés pode variar de alguns centímetros a mais de dez metros, fazendo com que o efeito da maré sobre os processos sedimentares seja extremamente diversificado.

IMPORTANTE

2.3 ALGUMAS FEIÇÕES LITORÂNEAS

2.3.1 As planícies costeiras

As formas de relevo litorâneas podem ser originadas tanto da ação erosiva como da deposição de sedimentos. A partir de agora veremos algumas feições litorâneas. Atente para as características de cada uma delas.

As planícies costeiras correspondem às superfícies relativamente planas, baixas, situadas junto ao mar, cuja formação resultou da deposição de sedimentos marinhos e fluviais. No Brasil, principalmente nas regiões Norte, Nordeste e Sudeste, a largura das planícies costeiras é geralmente estreita, confinada entre o mar e a escarpa dos depósitos sedimentares do Grupo Barreiras. (MUEHE, 2009). Segundo o mesmo autor, o desenvolvimento das planícies amplas está associado ao aporte de sedimentos do rio Amazonas, na ilha de Marajó e litoral do Amapá, na região Norte, e associadas às feições deltaicas dos rios Parnaíba, São Francisco, Pardo e Jequitinhonha, no Nordeste, e dos rios Doce e Paraíba do Sul, no Sudeste. A partir do Rio de Janeiro, o confinamento devido ao Grupo Barreiras é substituído pelas escarpas dos afloramentos do embasamento cristalino, com as planícies costeiras embutidas nas depressões lateralmente balizadas por interflúvios que se estendem em direção ao mar na forma de promontórios. (MUEHE, 2009). Exemplos típicos dessas planícies são as baixadas de Sepetiba e Jacarepaguá, no Rio de Janeiro. Estas se repetem em dimensões muito variadas até o Rio Grande do Sul, onde se encontra a planície costeira mais extensa, com uma largura de aproximadamente 120 km e 520 km de litoral oceânico. Vale a pena destacar que esta planície abarca a Lagoa dos Patos, a maior laguna do Brasil.

Dentre as planícies costeiras, não podemos deixar de ressaltar as planícies de cristas de praia, as planícies de chênier e as planícies deltaicas.

As planícies de cristas de praia resultam da progradação (processo natural de ampliação das praias provocado pelos rios, que durante seu curso até a foz carregam sedimentos, depositados nas áreas de costa próximas) da linha de costa em direção ao oceano, através do processo de acumulação de sedimentos


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devido à atuação das ondas, no qual cada crista de praia representa um depósito individualizado, associado a uma linha de praia ativa. (DOMINGUEZ et al., 1992 apud MUEHE, 2009). Assim, as cristas de praia originam, segundo o mesmo autor, uma espécie de “anéis de crescimento”, permitindo a reconstituição da evolução da planície costeira. Através desse mesmo processo também ocorre o alargamento dos cordões litorâneos.

As planícies de chêniers são uma forma particular de planícies de cristas

em ambientes deltaicos. São caracterizadas por sequências de depósitos praiais separados por afloramentos do substrato formado por sedimentos argilosos orgânicos. (MUEHE, 2009). De acordo com o mesmo autor, este tipo de planície foi muito estudado pelos norte-americanos do Golfo do México, onde os depósitos de praia apresentam espessuras de até 4,5 metros e largura de até 200 metros. Em território brasileiro este tipo de planície pode ser encontrado no litoral do Pará e também há indícios no Amapá.

A designação planície de chênier vem da presença do carvalho (chêne, em francês), árvore típica do delta do Mississipi.

ATENCAO

No que concerne às planícies deltaicas, é importante ressaltar que, dependendo dos processos fluviais ou marinhos, os deltas podem ser classificados como construtivos (fluviais) e destrutivos (ondas e marés). O delta do Mississipi é um caso típico de processos fluviais sobre os marinhos, cujo avanço da sedimentação fluvial, à frente da planície costeira, se faz acompanhado da construção de diques marginais, resultando num padrão conhecido como pés-de-pássaros (tópico anterior). (MUEHE, 2009). Podemos exemplificar como deltas destrutivos através das ondas, as desembocaduras dos rios São Francisco (SE e AL), Jequitinhonha (BA), Doce (ES) e Paraíba do Sul (RJ). O delta do rio Amazonas se caracteriza como sendo altamente destrutivo, pois é dominado pelas marés.

2.3.2 As escarpas e as falésias

Os elementos topográficos básicos das costas escarpadas podem ser visualizados na figura a seguir. Observe-a e atente para a explicação.


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FIGURA 42 – OS ELEMENTOS TOPOGRÁFICOS BÁSICOS DE UMA COSTA ESCARPADA

A força das ondas promove um entalhe de solapamento na escarpa, ocasionando o desmoronamento da parte cimeira, resultando na formação de falésias. Assim, “falésia é um ressalto não coberto pela vegetação, com declividades muito acentuadas e de alturas variadas, localizado na linha de contato entre a terra e o mar”. (CHRISTOFOLETTI, 1980, p. 133). À medida que a falésia vai recuando para o continente, amplia-se a superfície erodida pelas ondas, que é chamada de terraço de abrasão (figura anterior). Os sedimentos erodidos são depositados em águas mais profundas, constituindo o terraço de construção marinha (figura anterior), formando assim um plano suavemente inclinado em conjunto com o terraço de abrasão.

Nas imagens a seguir você pode verificar dois exemplos de falésias: a falésia de Torres, no Rio Grande do Sul (imagem à esquerda), e a falésia da Praia de Pitinga, na Bahia. Observe-as.


FIGURA 43 – EXEMPLOS DE FALÉSIAS


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Retome a leitura do tópico 2 da Unidade 1 no que se refere à erosão marinha e verifique o esquema que explica a formação de uma falésia.

ATENCAO

2.3.3 Restinga

Na literatura geomorfológica a restinga é designada como barreiras ou cordões litorâneos. Segundo Christofoletti (1980, p. 134), “as restingas são formadas por faixas arenosas depositadas paralelamente à praia, que se alongam tendo ponto de apoio nos cabos e saliências do litoral”. De modo geral, a restinga é um verdadeiro depósito de areia emerso, baixo, de forma linear, que fecha ou tende a fechar uma reentrância mais ou menos extensa da costa.

Observe a vista aérea da restinga em Barra do Furado, Quissamã (à

esquerda). Ao lado (direita) segue uma ilustração esquemática representando a localização de uma restinga.

2.3.4 Tômbolo

Tômbolo corresponde a um cordão e/ou faixa arenosa que liga uma ilha a um continente. Conforme as faixas arenosas construídas, um tômbolo pode ser simples, duplo ou triplo. Os tômbolos mais complexos são aqueles que reúnem várias ilhas em rosário, a exemplo da Praia de Nantasket, no litoral atlântico dos EUA. No Brasil, podemos exemplificar o tômbolo da Ilha Porchat, em Santos.

FONTE: Vista aérea da restinga em Barra do Furado, Quissamã. Disponível em: <http://www.overmundo.com.br/uploads/guia/img/1186062860_jurubatiba_ar1.jpg>. Acesso em: 20 jun

2010. Ilustração esquemática. (ROSSATO et al., 2003).

FIGURA 44 – RESTINGA


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2.3.5 Pontal

Faixa plana de areia e/ou seixos disposta de modo paralelo, oblíquo, ou mesmo perpendicular à costa e que se prolonga, algumas vezes, sob as águas, em forma de banco. Inclusive, neste caso o pontal também pode ser considerado uma restinga. Vários exemplos podem ser encontrados no litoral brasileiro.

FONTE: Pontal de Maracaípe. Disponível em: <http://aninha_curiosidades.zip.net/images/fotolat_pontal_maracaipe.jpg>. Acesso em: 20 jun 2010. Ilustração esquemática (ROSSATO et

al., 2003).

FIGURA 45 – A IMAGEM À ESQUERDA CORRESPONDE AO PONTAL DE MARACAÍPE (PE) E A FIGURA À DIREITA ILUSTRA A FEIÇÃO DE UM PONTAL

2.3.6 Baía

A baía corresponde a uma reentrância da costa, pela qual o mar invade o interior do continente. É importante que fique claro que a porção do mar que invade esta reentrância do litoral é menor que a verificada nos golfos. Ademais, existe um estreitamento na entrada da baía.

Na imagem à esquerda você pode verificar a Baía de Guanabara, no Rio de Janeiro, e à direita uma imagem de satélite ilustrando a referida baía.


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FONTE: Disponível em: <http://blogdajuju.files.wordpress.com/2009/11/img_baia_guanabara.jpg>. Acesso em: 20 jun. 2010.

FIGURA 46 – BAÍA DE GUANABARA (RJ)

2.3.7 Golfo

O golfo constitui uma ampla reentrância da costa, que a água do mar invade com maior profundeza. De modo geral, os golfos são definidos como grandes porções do mar, que se “intromete’ pela terra entre pontas ou cabos. (GUERRA; GUERRA, 1997). Um exemplo típico é o Golfo do México. Observe na imagem a seguir a reentrância da costa.

FONTE: Disponível em: <http://www.panoramadiario.com/uploads/pics/Golfo_de_Mexico.gif>. Acesso em: 20 jun. 2010.

FIGURA 47 – GOLFO DO MÉXICO


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2.3.8 Enseada

A enseada configura uma reentrância da costa bem aberta em direção ao mar, limitada por dois promontórios. A ilustração à direita representa uma enseada. À esquerda você pode vislumbrar a enseada de Brito, em Santa Catarina.

FONTE: Enseada de Brito. Disponível em: <http://www.ferias.tur.br/admin/cidades/8441/g_EWnsseada%20de%20Brito.jpg>. Acesso em: 20 jun. 2010. Ilustração esquemática. (ROSSATO et

al., 2003).

FIGURA 48 – ILUSTRAÇÃO E VISTA DE UMA ENSEADA

2.3.9 Recifes

Os recifes são formações geralmente litorâneas que surgem próximas à costa. Segundo a sua origem, os recifes podem ser classificados em recifes de arenito e recifes de corais. De acordo com o dicionário Geológico-geomorfológico de Guerra e Guerra (1997), os recifes de arenito resultam da consolidação de antigas praias por cimentação dos grãos de quartzo, e os recifes de corais se formam por acumulação de corais. Os recifes coralígenos aparecem preferencialmente nas faixas intertropicais. Desse modo, a maior parte desses recifes pode ser encontrada nas Antilhas e Flórida (Oceano Atlântico), na Austrália (onde fica o maior recife de corais do mundo) e nas ilhas da Oceania (no Oceano Pacífico), no Mar Vermelho, nas ilhas de Sonda e Madagascar (no Oceano Índico).

No Brasil, os mais extensos e preservados recifes de corais situam-se em uma Área de Proteção Ambiental (APA) Costa dos Corais, que abrange 135 km da costa, de Tamandaré (PE) até Paripueira (Alagoas).


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FONTE: Disponível em: <http://www.miramarmaragogiresort.com/documen/blog/pt/289-ef0-002-003.jpg>. Acesso em: 20 jun. 2010.

FIGURA 49 – RECIFE DE CORAIS (TAMANDARÉ, PE)

Ao longo da costa nordeste da Austrália fica a formação de corais mais importante do planeta, a Grande Barreira Coralina, que compreende 600 ilhas. É sem dúvida o maior recife de coral do mundo, que abriga um complexo e diverso ecossistema.

NOTA

2.3.10 Laguna

De acordo com o dicionário Geológico-geomorfológico de Guerra e Guerra (1997), laguna é uma depressão contendo água salgada, localizada na borda litorânea. A separação das águas da laguna das do mar pode se fazer por um obstáculo mais ou menos efetivo. Contudo, há a existência de canais responsáveis pela ligação das águas da laguna com as águas do mar. Muitas vezes, o termo lagoa é usado equivocadamente ao invés de laguna. No Brasil, um exemplo típico de laguna é a Lagoa dos Patos, no Rio Grande do Sul. Como já havíamos ressaltado anteriormente, é a maior laguna do Brasil.


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FONTE: Disponível em: <http://www.popa.com.br/cartas_mapas/guaiba_google.gif>. Acesso em: 20 jun. 2010.

FIGURA 50 – LAGOA DOS PATOS

2.3.11 Atol

Os atóis são anéis de corais, recortados por passagens, cercando uma laguna cuja profundidade geralmente ultrapassa 30 metros, mas que apenas em casos excepcionais atinge 100 metros. O diâmetro é muito variado. Um exemplo típico é o Atol das Rocas, cerca de 200 km ao largo da costa do Rio Grande do Norte. Este atol possui um contorno de 10 km, com pouco mais de 3 km em seu maior comprimento. Observe a imagem a seguir.

FONTE: Disponível em: <http://www.mariafillo.org/imagens/atol2.jpg>. Acesso em: 20 jun. 2010.

FIGURA 51 – ATOL DAS ROCAS


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2.3.12 Praia

As praias correspondem aos depósitos de sedimentos, mais comumente arenosos, acumulados por ação de ondas que, por apresentarem mobilidade, se ajustam às condições de ondas e marés. Quanto ao material que compõe as praias, há a predominância dos grãos de quartzo. Os depósitos de praias, quando situados a alguns metros acima do alcance das marés, servem como indicadores da oscilação entre o nível dos oceanos e das terras. O Brasil, com sua enorme extensão litorânea (7.400 km, sem considerar os contornos de baías e ilhas), apresenta uma grande quantidade de praias.

2.3.13 Dunas costeiras


As dunas costeiras se formam em locais cuja velocidade do vento e a disponibilidade de areia praial de granulometria são adequadas para o transporte eólico. Estas condições são mais frequentemente encontradas em praias do tipo dissipativo a intermediário, de gradiente suave, como ocorre em grande parte do litoral do Rio Grande do Sul, em Cabo Frio, no litoral do Rio de Janeiro, e também em muitas áreas litorâneas do Maranhão, Piauí e Ceará, onde são favorecidas pelo clima seco e a maior amplitude da maré. (MUEHE, 2009).

FIGURA 52 – PRAIAS. A IMAGEM À DIREITA CORRESPONDE À PRAIA DE MASSAGUAÇU, CARAGUATATUBA, SP. A IMAGEM À ESQUERDA REPRESENTA A PRAIA DE PARATI, RJ


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FONTE: Tessler e Mahiques (2009), Dunas da Joaquina. Disponível em: <http://www.fotosdesantacatarina.com.br/wp-content/uploads/2010/03/dunas-da-joaquina-floripa.jpg>.

Acesso em: 20 jun. 2010.

FIGURA 53 – DUNAS. A IMAGEM À DIREITA REFERE-SE ÀS DUNAS NAS ILHAS CANÁRIAS (ESPANHA). A IMAGEM À ESQUERDA REPRESENTA AS DUNAS DA PRAIA DA JOAQUINA, EM

SANTA CATARINA

Caro(a) acadêmico(a), procure aprofundar, em outras bibliografias, informações mais detalhadas sobre estas feições.

IMPORTANTE

3 A GEOMORFOLOGIA CÁRSTICANo hodierno, a geomorfologia cárstica compreende o estudo da forma,

gênese e dinâmica dos relevos elaborados sobre rochas solúveis pela água, tais como as carbonáticas e os evaporitos, e, mesmo, rochas menos solúveis, como os quartzitos, granitos, basaltos, dentre outros. (KOHLER, 2009).

O termo carste é a tradução do termo alemão Karst, originado da palavra Krasz, denominação dada pelos camponeses a uma paisagem da atual Croácia e Eslovênia (antiga Iugoslávia), marcada por rios subterrâneos, com cavernas e superfície acidentada dominada por paredões rochosos e torres de pedra. (KARMANN, 2009). Para Christofoletti (1980), o termo carste abarca um sentido amplo e é empregado para designar as áreas calcárias ou dolomíticas, que possuem uma topografia característica, oriunda da dissolução de tais rochas.


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3.1 OS SISTEMAS CÁRSTICOS

Os sistemas cársticos, do ponto de vista hidrológico e geomorfológico, são constituídos por três componentes principais: sistemas de cavernas (formas subterrâneas acessíveis à exploração); aquíferos de condutos (formas condutoras da água subterrânea) e o relevo cárstico (formas superficiais). (KARMANN, 2009). Estes componentes se desenvolvem de maneira conjunta e interdependente. Observe atentamente na figura a seguir os principais componentes do sistema cárstico.

FONTE: Karmann (2009)

FIGURA 54 – COMPONENTES PRINCIPAIS DO SISTEMA CÁRSTICO

Os sistemas cársticos são formados pela dissolução de certos tipos de rochas através da água subterrânea. Dentre as rochas mais favoráveis à carstificação podemos destacar as rochas carbonáticas (calcários, mármores e dolomitos), cujo principal mineral, calcita, dissocia-se nos íons Ca² e /ou Mg² e CO² pela ação da água. (KARMANN, 2009). Os calcários, por exemplo, apresentam uma solubilidade maior que os dolomitos. Mas, o que é uma rocha solúvel? É uma rocha que, após sofrer intemperismo químico, produz pouco resíduo insolúvel.

Segundo Karmann (2009), as rochas evaporíticas, constituídas por halita e/ou gipsita, apesar de sua altíssima solubilidade, originam sistemas cársticos somente em situações especiais, como em áreas áridas a semiáridas, pois o intemperismo sob o clima úmido é muito rápido e não permite o pleno desenvolvimento do carste.


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3.1 OS SISTEMAS CÁRSTICOS 3.2 DISSOLUÇÃO DE ROCHAS CARBONÁTICAS

A calcita é um mineral quase insolúvel em água pura, produzindo concentrações máximas em Ca² de cerca de 8mg/L. Em águas naturais, ao contrário, é muito solúvel, como pode ser evidenciado em nascentes cársticas, cujas águas são denominadas de “duras”, em virtude do alto teor em Ca e Mg. (KARMANN, 2009). Isto ocorre em função da dissolução ácida do carbonato de cálcio pelo ácido carbônico, gerado pela reação entre água e gás carbônico. Para facilitar o seu entendimento, observe atentamente, na figura a seguir, a dissolução e precipitação de calcita num perfil cárstico. Atente também para os principais tipos de espeleotemas.


FIGURA 55 – DISSOLUÇÃO E PRECIPITAÇÃO DE CALCITA NUM PERFIL CÁRSTICO E OS PRINCIPAIS TIPOS DE ESPELEOTEMAS


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Ao observar a figura você pôde verificar que as águas das chuvas, acidificadas inicialmente com CO2 atmosférico, sofrem um grande enriquecimento em ácido carbônico quando infiltram no solo, pois a respiração das raízes das plantas e a decomposição de matéria orgânica resultam em elevado teor de CO2 no solo. Perceba que o ácido carbônico é quase totalmente consumido nos primeiros metros de percolação da água de infiltração no pacote rochoso, sendo que, nas partes mais profundas do aquífero, resta somente uma pequena parcela deste ácido para dissolver a rocha. (KARMANN, 2009).

3.3 DESENVOLVIMENTO DE SISTEMAS CÁRSTICOS

Três condições básicas são responsáveis para que ocorra um pleno desenvolvimento de sistemas cársticos. São elas: rocha solúvel com permeabilidade de fratura; relevo; clima e disponibilidade de água. Vejamos agora, simplificadamente, algumas considerações acerca de cada uma das referidas condições, conforme Karmann (2009, p. 204).

• Rocha solúvel com permeabilidade de fraturas: rochas solúveis do substrato geológico, principalmente calcários, mármores e dolomitos, devem possuir uma rede de descontinuidades, formada por superfícies de estratificação, planos de fraturas e falhas, caracterizando um aquífero de fraturas. Através da dissolução da rocha ao longo de intercessões entre planos, instalam-se rotas preferenciais de circulação da água subterrânea.

• Relevo: o desenvolvimento do carste é favorecido quando a região carbonática possui topografia, no mínimo, moderadamente acidentada. Vales encaixados e desníveis grandes geram gradientes hidráulicos maiores, com fluxos mais rápidos das águas de percolação ao longo dos condutos no aquífero, à semelhança do que se observa no escoamento superficial. Estas velocidades maiores da água subterrânea resultam em maior eficiência na remoção de resíduos insolúveis, bem como a dissolução da rocha ao longo das rotas de fluxo e rios subterrâneos, acelerando o processo de carstificação. Águas com fluxo lento exercem pouca ação, pois logo se saturam em carbonato, perdendo sua ação corrosiva e a capacidade de transportar partículas.

• Clima e disponibilidade de água: como a dissolução é a causa principal da formação de sistemas cársticos, o desenvolvimento do carste é mais intenso em climas úmidos. Além de alta pluviosidade, a carstificação também é favorecida em ambientes de clima quente com densa vegetação, pois nestes a produção biogênica de CO2 no solo é maior, aumentando o teor de ácido carbônico nas águas de infiltração. Desse modo, as paisagens cársticas são mais desenvolvidas em regiões de clima quente e úmido quando comparadas às regiões de clima frio.


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3.4 AS CAVERNAS E OS CONDUTOS

As cavernas são concavidades naturais com dimensões diferenciadas que aparecem mais frequentemente nas rochas calcárias ou em arenitos de cimento calcário. As cavernas cársticas fazem parte do sistema de condutos e vazios característicos das rochas carbonáticas.

De acordo com Karmann (2009), a ampliação dos condutos que compõem as rotas preferenciais de fluxo da água subterrânea aumenta gradativamente a permeabilidade secundária da rocha, transformando parte do aquífero fraturado em aquífero de condutos. Esta é uma característica hidrológica fundamental de sistemas cársticos.

Em virtude do rebaixamento do lençol freático devido ao aumento de permeabilidade (muitas vezes associado ao soerguimento tectônico), setores da rede de condutos são expostos acima do nível da água, passando por modificações e ampliação em ambiente vadoso (Zona vadosa: onde há livre escoamento de água). Estes condutos, quando atingem dimensões acessíveis ao ser humano, constituem as cavernas. É importante destacar que os processos que resultam na formação do aquífero de condutos e cavernas são denominados de espeleogênese.

No que tange ao vasto sistema de porosidade de condutos de um aquífero cárstico, é significativo ressaltar que apenas cerca de 1% está acessível ao ser humano.

UNI

3.4.1 Sistemas de cavernas

O conjunto de galerias, condutos e salões compõe um sistema de cavernas. Lembrando que todos esses componentes fazem parte da mesma bacia de drenagem subterrânea, caracterizada pela entrada e saída de água.

Os padrões morfológicos dos sistemas de cavernas refletem principalmente a estrutura da rocha e a maneira como é realizada a recarga de água no sistema, ou seja, por meio de sumidouros de rios com origem externa ao carste, ou a partir de vários pontos de infiltração distribuídos sobre a superfície carbonática. (KARMANN, 2009).

Um fenômeno interessante oriundo das cavernas e que ocorre acima do lençol freático é a deposição de minerais nos tetos, formando um variado conjunto de formas e ornamentações, chamados de espeleotemas (verifique a figura apresentada anteriormente).


100

Os espeleotemas podem ser classificados segundo sua forma e o regime de fluxo da água de infiltração, fator essencial na diversificação morfológica. As estalactites e estalagmites, por exemplo, são formadas por gotejamento da água de infiltração. As estalactites são originadas a partir de gotas que surgem em fraturas nos tetos de cavernas e crescem em direção ao piso. Já as estalagmites crescem do piso em direção à origem de gotejamento, em função do acúmulo de carbonato de cálcio precipitado pela gota ao atingir o teto. Quando ocorre a união da estalactite com a estalagmite, formar-se-á uma coluna.

FONTE: Os autores

Para Karmann (2009), os espeleotemas podem formar acumulações de várias camadas, compostas por mais de um mineral, a exemplo da calcita e a aragonita, e também englobar contribuições detríticas, como areia e argila, trazidas por enchentes de rios subterrâneos, ou ainda, por água de gotejamento. Assim, dar-se-á a constituição de rochas sedimentares de origem química precipitada a partir da água subterrânea.

3.5 AS FORMAS DE RELEVO CÁRSTICO

FIGURA 56 – IMAGENS DAS ESTALAGMITES (À DIREITA) E AS ESTALACTITES (À ESQUERDA)

A substituição da rede de drenagem fluvial (com seus vales e canais organizados), por bacias de drenagens centrípetas, é a principal característica de uma superfície cárstica. Estas bacias, por sua vez, conduzem a água superficial para sumidouros, que conectam a superfície com a drenagem subterrânea. É evidente que quanto maior for o desenvolvimento do sistema cárstico, maior será sua permeabilidade secundária, o que resultará no aumento de sumidouros, bem como as bacias de drenagem centrípeta.

Associadas às drenagens centrípetas, desenvolve-se uma das mais comuns feições de relevo cárstico, as chamadas Dolinas.


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Você sabe o que é uma dolina? Segundo o dicionário Geológico-geomorfológico de Guerra e Guerra (1997, p. 212), “dolina corresponde a uma depressão de forma acentuadamente circular, afunilada, com largura e profundidades variadas, que aparecem em terrenos calcários”. Segundo Karmann (2009), as dolinas de dissolução formam-se com a dissolução a partir de um ponto de infiltração na superfície da rocha fraturada. Ainda de acordo com o mesmo autor, as dolinas geradas a partir do colapso da superfície em virtude do abastecimento do teto de cavernas ou outras cavidades em profundidades são denominadas de dolinas de colapso.

Observe, na figura a seguir, a evolução esquemática de dolinas de dissolução (subsidência lenta) e de colapso.


FIGURA 57 – EVOLUÇÃO ESQUEMÁTICA DE DOLINAS DE DISSOLUÇÃO E DE COLAPSO


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Os vales “cegos”, com rios que desaparecem repentinamente em sumidouros junto a “anfiteatros” rochosos ou depressões, correspondem à outra feição do relevo cárstico. Os vales cársticos ou de abatimentos são formados quando galerias de cavernas sofrem abatimento, frequentemente expondo rios subterrâneos, ocasionando depressões alongadas com vertentes verticalizadas. (KARMANN, 2009). É importante ressaltar que apesar de o produto final ser similar com os vales fluviais, os vales cársticos não podem ser assim classificados, pois sua origem não é devido ao entalhamento de um canal fluvial.

A imagem a seguir ilustra claramente um vale cárstico. Observe-a.


Os cones cársticos estão entre as formas mais notáveis do relevo cárstico. Na verdade, os cones cársticos constituem os morros de vertentes fortemente inclinadas e paredes rochosas, representando morros testemunhos que resistiram à dissolução. Frequentemente, os cones cársticos abrigam trechos que abarcam antigos sistemas de cavernas. As imagens a seguir representam este tipo de relevo. Observe-as.

FIGURA 58 – VALE CÁRSTICO ASSOCIADO À CAVERNA DOS BREJÕES. OBSERVE O PÓRTICO DE ENTRADA DA CAVERNA, COM 106 METROS DE ALTURA. SITUADO NO MUNICÍPIO DE

MORRO DO CHAPÉU, CHAPADA DIAMANTINA (BA)


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FIGURA 59 – CONES CÁRSTICOS, REPRESENTANDO MORROS TESTEMUNHOS, QUE RESISTIRAM À DISSOLUÇÃO. A IMAGEM À ESQUERDA CORRESPONDE À REGIÃO DO VALE DO

RIO BETARI, IPORANGA (SP). A IMAGEM À DIREITA REFERE-SE À REGIÃO DE PIÑAR DEL RIO, CUBA

Não podemos deixar de destacar também as áreas que apresentam rochas carbonáticas expostas, são os lapiás ou caneluras. Na maioria das vezes, exibem um padrão de sulcos com profundidades desde milimétricas a métricas, às vezes com lâminas proeminentes entre os sulcos. Os lapiás são formados pela dissolução da rocha na interface solo-rocha e após a erosão do solo continuam seu desenvolvimento pelo escorrimento da água de precipitação diretamente sobre a rocha. (KARMANN, 2009). Atente para esta impressionante formação.


FIGURA 60 – CALCÁRIO ENTALHADO POR CANELURAS DE DISSOLUÇÃO (LAPIÁS) NA REGIÃO DA CAVERNA DO PADRE, BAHIA


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BELEZA E MISTÉRIO FORMAM O RICO E AMEAÇADO PATRIMÔNIOESPELEOLÓGICO DO PAÍS

Nilza Bellini

No Brasil, a maior parte das rochas carbonáticas foi formada há mais de 600 milhões de anos, ao passo que as cavernas são do período geológico atual, o Quaternário, iniciado há cerca de 2 milhões de anos. Espeleotemas como as estalactites (que descem do teto) e estalagmites (que sobem do chão) e os travertinos, criados pelo acúmulo de minerais carregados pela água em alguns pontos, podem ter milhões de anos. São fantasticamente bonitos nas cavernas secas. Os espeleotemas conservam informações muito importantes sobre a formação do planeta. As cavidades subterrâneas também guardam a história da evolução das espécies e da cultura humana. Entre os estudos geológicos, é fundamental o do paleoclima, obtido a partir da análise dos espeleotemas, que permitem entender o atual padrão de variação climática.

Tesouros brasileiros

As cavernas brasileiras já documentadas localizam-se, na maioria, nos estados do sudeste e centro-oeste e na Bahia. A toca da Boa Vista, em Campo Formoso (BA), é a maior caverna conhecida do hemisfério sul. Até 2006 foram mapeados mais de 102 quilômetros de suas galerias. A mais alta entrada, com 215 metros de altura, é a da gruta Casa de Pedra, no Parque Estadual Turístico do Alto Ribeira (Petar-SP). Principais atrativos turísticos da região do vale do Ribeira, só no parque mais de 300 foram exploradas. Dessas, destacam-se Santana, Morro Preto, Lambari, Água Suja e Casa de Pedra, e, próximo dali, a famosa Caverna do Diabo.

No Distrito Federal fica a maior caverna nacional conhecida em micaxisto, a Gruta dos Ecos, com 1.380 metros e um lago subterrâneo de 300 metros de comprimento. Em Minas Gerais está a maior caverna vertical em quartzito do país, a do Centenário, com 481 metros de profundidade. No Parque Nacional Cavernas do Peruaçu (MG), uma estalactite de 28 metros é considerada uma das maiores do mundo. Devido às suas características, as formações brasileiras têm sido muito procuradas por expedições espeleológicas internacionais.

“Visitar cavernas é fascinante”, assegura José Antonio Basso Scaleante, o Scala. “É uma experiência incomparável, a paisagem subterrânea é única”, diz o professor, que é também pesquisador de um grupo acadêmico que analisa o potencial espeleológico do Amapá. Faz quase 30 anos que Scala visita cavernas. Das mais de quatro mil cadastradas, já esteve em quase mil. “Sinto-me honrado, aconchegado no ventre da terra”, diz.


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Defensores da preservação de cavernas, como Scala, apontam várias razões para a importância de protegê-las. Elas conservam minerais raros e formações geológicas preciosas; abrigam importantes sítios geológicos, paleontológicos e arqueológicos; foram e são consideradas locais sagrados por culturas e civilizações; representam reservas hidrológicas estratégicas para o abastecimento de cidades, agricultura e indústrias; cada vez mais, tornam-se fontes de atividades econômicas, como o ecoturismo e a prática de esportes. Apesar de tudo isso, a deterioração progride. Quer seja motivada pela mineração, quer seja pelo turismo, a presença do homem nas cavernas ou em seu entorno é sempre uma ameaça.

Mesmo no Estado de São Paulo, onde a fiscalização é intensa, o patrimônio espeleológico é desrespeitado. Em 2008 o Ibama autuou proprietários rurais que plantaram cana-de-açúcar e eucalipto ao redor de cavernas importantes localizadas em Altinópolis, Ipeúna, Analândia e Itirapina, cidades da região de São Carlos. O órgão estabelece um perímetro de 250 metros de área livre ao redor das cavidades para não prejudicar o ecossistema. Na região do Alto Paranapanema, o estrago foi provocado por mineradoras. As multas aplicadas contra as empresas que não tinham licenciamento ambiental somaram cerca de R$ 1,3 milhão. O turismo também provoca danos. As pisadas levam à compactação dos solos, impedindo a sobrevivência de organismos que vivem no local. A eutrofização – acúmulo de matéria orgânica em decomposição transportada do exterior – causa a poluição do ar e das águas do interior e afeta a vida dos animais que só vivem em cavernas.

Na maioria delas, porém, não foram demarcadas áreas de proteção, nem restringida a visitação. São poucos os casos de interdição. Em 2002, por exemplo, a Gruta do Tamboril, localizada em Unaí (MG), foi fechada pelo Ibama a pedido da Secretaria de Saúde, por suspeita de histoplasmose, infecção causada por um fungo originado nas fezes de morcegos. As placas de interdição e as cercas de arame foram retiradas por desconhecidos e em 2004 houve novos casos de contaminação. A transmissão de doenças causadas por fungos que proliferam em cavernas, no entanto, é rara.

Danos ambientais

O professor universitário Heros Lobo, doutorando em Geociências pela Universidade Estadual Paulista (Unesp), campus de Rio Claro, está escrevendo a primeira tese acadêmica sobre o impacto ambiental do turismo espeleológico. Ainda que seja impossível eliminar totalmente esse tipo de dano, Lobo quer criar um método para reduzi-lo. Com esse objetivo, faz monitoramento climático e microscopia eletrônica de varredura no material que coleta das rochas de cavernas abertas à visitação e das fechadas ao público. “No exterior existem trabalhos do gênero, mas ainda não foi feita uma matriz de impacto ambiental”, diz ele.

FONTE: BELLINI, N. Beleza e mistério formam o rico e ameaçado patrimônio espeleológico do país. 2008. Disponível em: <http://www.sescsp.org.br/sesc/revistas_sesc/pb/artigo.cfm?Edicao_Id=302&Artigo_ID=4761&IDCategoria=5441&reftype=1>. Acesso em: 25 jul 2010.

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RESUMO DO TÓPICO 1


• As paisagens resultantes da morfogênese marinha, no que se refere à zona de contato entre a terra e o mar, é objeto de estudo da geomorfologia litorânea.

• As formas de relevo litorâneas ou costeiras sofrem a atuação dos processos morfogenéticos. Estes, por sua vez, podem ser controlados por vários fatores ambientais, como o geológico, o climático, o biótico e os fatores oceanográficos.

• A principal força marinha atuante na morfogênese litorânea é a atuação das ondas, das correntes costeiras e das marés.

• As formas de relevo litorâneas podem ser originadas tanto da ação erosiva como da deposição de sedimentos.

• Você pôde verificar algumas feições litorâneas, com as planícies costeiras; as falésias, restingas, tômbolos, pontal, baía, golfo, enseada, recifes, laguna,

atol, praia e as dunas costeiras.

• A geomorfologia cárstica compreende o estudo da forma, gênese e dinâmica dos relevos elaborados sobre rochas solúveis pela água, tais como as carbonáticas e os evaporitos, e, mesmo, rochas menos solúveis, como os quartzitos, granitos, basaltos, dentre outros.

• Os sistemas cársticos, do ponto de vista hidrológico e geomorfológico, são constituídos por três componentes principais: sistemas de cavernas; aquíferos de condutos e o relevo cárstico.

• Os sistemas cársticos são formados pela dissolução de certos tipos de rochas através da água subterrânea. Três condições básicas são responsáveis para que ocorra um pleno desenvolvimento de sistemas cársticos. São elas: rocha solúvel com permeabilidade de fratura; relevo; clima e disponibilidade de água.

• As cavernas são concavidades naturais com dimensões diferenciadas, que aparecem mais frequentemente nas rochas calcárias ou em arenitos de cimento calcário. As cavernas cársticas fazem parte do sistema de condutos e vazios característicos das rochas carbonáticas.

• Os processos que resultam na formação do aquífero de condutos e cavernas são denominados de espeleogênese.

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• Os espeleotemas podem ser classificados segundo sua forma e o regime de fluxo da água de infiltração, fator essencial na diversificação morfológica. As estalactites e estalagmites são exemplos de espeleotemas.

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AUTOATIVIDADE

1 As paisagens resultantes da morfogênese marinha, no que tange à zona de contato entre a terra e mar, é objeto de estudo da geomorfologia litorânea. Acerca deste estudo, analise as afirmativas a seguir:

I- A morfologia litorânea torna-se muito complexa em virtude da interferência de processos marinhos e subaéreos sobre estruturas e litologias muito diferenciadas.

II- As formas de relevo litorâneas sofrem a atuação dos processos morfogenéticos, que podem ser controlados por vários fatores ambientais, tais como o geológico, o climático, o biótico e os fatores oceanográficos.

III- A principal força marinha atuante na morfogênese litorânea é a atuação das ondas, das correntes costeiras e das marés.

IV- As formas de relevo litorâneas podem ser originadas tanto da ação erosiva como da deposição de sedimentos.

V- A descrição do perfil litorâneo, no que tange ao estabelecimento de nomenclaturas precisas, foi desenvolvida principalmente pelos franceses e russos, pois foram eles os responsáveis pelos estudos mais aprofundados acerca da morfologia litorânea.

a) ( ) Estão corretas as afirmativas I, II, III e IV.b) ( ) Estão corretas as afirmativas I, III, IV e V. c) ( ) Estão corretas apenas as afirmativas III e IV.d) ( ) Somente a afirmativa I está correta.

2 Na geomorfologia litorânea pode ser encontrada uma diversificação de feições e/ou ambientes característicos oriundos tanto da ação erosiva como da deposição de sedimentos. Acerca de algumas destas feições e suas respectivas características, relacione as colunas:

1. Planícies costeiras.2. Falésias.3. Restinga.4. Pontal.5. Golfo.6. Enseada.

( ) É um ressalto não coberto pela vegetação, com declividades muito acentuadas e de alturas variadas, localizado na linha de contato entre a terra e o mar.

( ) São formadas por faixas arenosas depositadas paralelamente à praia, que se alongam tendo ponto de apoio nos cabos e saliências do litoral.

( ) Constitui uma ampla reentrância da costa, que a água do mar invade com maior profundeza.

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( ) Configura uma reentrância da costa bem aberta em direção ao mar, limitada por dois promontórios.

( ) Correspondem às superfícies relativamente planas, baixas, situadas junto ao mar, cuja formação resultou da deposição de sedimentos marinhos e fluviais.

( ) Faixa plana de areia e/ou seixos disposta de modo paralelo, oblíquo, ou mesmo perpendicular à costa e que se prolonga, algumas vezes, sob as águas, em forma de banco.

Agora, assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:a) 4 – 5 – 3 – 2 – 1 – 6. b) 2 – 3 – 5 – 6 – 1 – 4.c) 3 – 1 – 4 – 2 – 5 – 6.d) 2 – 4 – 3 – 5 – 1 – 6.

3 Acerca dos sistemas cársticos, coloque V para as afirmativas verdadeiras e F para as falsas e em seguida assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:

( ) Os sistemas cársticos são formados pela dissolução de certos tipos de rochas através da água subterrânea.

( ) O sistema de cavernas é composto por um conjunto de galerias, condutos e salões.

( ) A rocha solúvel com permeabilidade de fratura é uma das condições básicas para que ocorra um pleno desenvolvimento de sistemas cársticos.

( ) Uma característica hidrológica fundamental dos sistemas cársticos é a ampliação dos condutos que compõem as rotas preferenciais de fluxo da água subterrânea, ocasionando o aumento gradativo da permeabilidade secundária da rocha, transformando parte do aquífero fraturado em aquífero de condutos.

( ) A principal característica de uma superfície cárstica é a substituição da rede de drenagem fluvial por bacias de drenagens centrípetas.

Agora, assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:a) V – V – V – V – V. b) F – V – F – V – V. c) V – F – V – V – F.d) V – V – V – F – V.

4 Do ponto de vista hidrológico e geomorfológico, os sistemas cársticos são constituídos por três componentes principais: os sistemas de cavernas, os aquíferos de condutos e o relevo cárstico. Assim, a partir do estudo realizado sobre os sistemas cársticos, procure investigar na sua cidade e/ou região a presença de componentes característicos a estes sistemas. No caso de ocorrer alguma identificação de componentes cársticos, fotografe-os, descreva-os e socialize com a turma.

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TÓPICO 2

COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO

UNIDADE 2

1 INTRODUÇÃO

No caderno de Geografia Física você estudou que a camada mais “superficial” da Terra é denominada de crosta. Esta é formada por diferentes tipos de rochas e minerais e apresenta uma superfície irregular. O relevo corresponde à diversidade de aspectos da superfície da crosta terrestre, ou seja, a irregularidade e/ou desnivelamento da superfície, seja nas formas emersas e submersas, com dimensões muito variadas, podendo ser microrrelevo (pequenas formas), mesorrelevo (formas médias) e macrorrelevo (extensas cadeias de montanhas).

No Tópico 1 da Unidade 1 você pôde verificar que a geomorfologia é a ciência que estuda as formas do relevo, bem como os processos associados à sua (trans)formação. Neste tópico o intuito é proporcionar a você o conhecimento sobre a compartimentação do relevo, ou seja, apresentar alguns dos principais tipos de relevos correspondentes à superfície terrestre.

Respire fundo e bom estudo!

2 ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE A COMPARTIMENTAÇÃO TOPOGRÁFICA DO RELEVO

Segundo Casseti (2005), a compartimentação topográfica corresponde à individualização de um conjunto de formas com características semelhantes, o que leva a se admitir que tenham sido elaboradas em determinadas condições morfogenéticas ou morfoclimáticas que apresentem relações litoestratigráficas ou que tenham sido submetidas a eventos tectodinâmicos.

A junção das diferentes forças ao longo do tempo geológico leva à caracterização das formas de relevo, define a topografia ou altimetria, bem como origina traços genéticos comuns como fatores de individualização do conjunto (relevo). Assim, a evolução do modelado terrestre, cujas particularidades proporcionam a especificidade de compartimentos, resulta do antagonismo determinado pelas forças endógenas e exógenas (se necessário, retome o estudo do tópico 2 da Unidade 1).

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De modo geral, o relevo pode ser caracterizado por superfícies diferenciadas, como as erosivas, dobradas e falhadas. Estas podem oferecer variações ou combinações numa determinada área ou formar um domínio morfológico único de grande extensão. A partir de agora veremos a compartimentação de alguns dos tipos de relevo emerso e submerso.

3 CARACTERÍSTICAS MORFOESTRUTURAIS DAS BACIAS SEDIMENTARES

Segundo o Dicionário Geológico-Geomorfológico de Guerra e Guerra (1997, p. 77), “bacia sedimentar é uma depressão preenchida com detritos carregados das áreas circundantes”. Geralmente, a estrutura dessas áreas é composta de estratos concordantes ou quase concordantes, que mergulham normalmente da periferia para o centro da bacia. (GUERRA; GUERRA, 1997).

A formação das bacias sedimentares ocorre nas faixas intracratônicas, e o processo de entulhamento é favorecido pela subsidência, ocasionando a compensação isostática. Assim, as bacias sedimentares assumem espessuras consideráveis, responsáveis pela subsidência central, permitindo a continuidade da sedimentação. Segundo Petri e Fulfaro (1983), as bacias sedimentares brasileiras (correspondem a 64% do território), por exemplo, apresentam espessuras que chegam a 6.000 metros, como na baixa bacia Amazônica. Merecem destaque também as bacias sedimentares do Meio-Norte, do Paraná, a São-Franciscana e a do Pantanal Mato-Grossense.

As sequências sedimentares das bacias, de modo geral, estão dispostas em forma de sinéclises, ou seja, a espessura das camadas cresce da borda para o centro, com mergulhos que acompanham o substrato cristalino, parcialmente atribuído ao próprio processo de subsidência, ligeiramente inclinados na periferia das bacias com tendência de horizontalização na seção central. (CASSETI, 2005). Segundo o mesmo autor, a sedimentação se inicia em discordância angular ou discordância erosiva, e continua com tendência de manutenção de concordância entre as sequências litoestratigráficas ou discordância erosiva entre as mesmas.

Na figura a seguir você poderá entender melhor a disposição das camadas nas sequências sedimentares.

TÓPICO 2 | COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO

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FONTE: Casseti (2005)

FIGURA 61 – DISPOSIÇÃO DAS CAMADAS NAS SEQUÊNCIAS SEDIMENTARES

3.1 RELEVO TABULAR OU TABULIFORME

As características litológicas dos estratos e o comportamento das camadas (mergulho) oferecem uma diferenciação morfologicoestrutural, responsável pela formação, bem como evolução do relevo tabuliforme (e também do relevo de cuestas).

O relevo tabuliforme é caracterizado por uma sequência de camadas sedimentares horizontais ou sub-horizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados. (CASSETI, 2005). Sua disposição tabular pode diferir daquelas resultantes de processo de pediplanação em estruturas não horizontais. Contudo, conforme Casseti (2005), a pediplanação também pode ocorrer em estruturas horizontais, com estreita correspondência entre a superfície de erosão e o comportamento dos estratos. Este tipo de relevo apresenta uma forma topográfica de terreno que se assemelha a planaltos, terminando geralmente de forma abrupta. (GUERRA; GUERRA, 1997).

Geralmente, a ocorrência dos relevos tabulares acontece no interior das bacias sedimentares, dada a disposição horizontalizada dos estratos. As formas mais evidentes nas estruturas concordantes se caracterizam por chapadões, chapadas e mesas, em ordem de grandeza. Essas formas são na maioria das vezes mantidas à superfície, por camadas basálticas ou por sedimentos litificados de maior resistência. (CASSETI, 2005). De acordo com o mesmo autor, quando essas formas são submetidas a processos de pediplanação, podem estar associadas a concreções ferruginosas, com vegetação xeromórfica, muito provavelmente ligada às condições ambientais áridas ou semiáridas que deram origem à superfície erosiva.

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O início da evolução dos relevos tabuliformes, especialmente no caso brasileiro, está relacionado a uma fase climática úmida, responsável pela organização do sistema hidrográfico sobre um pediplano em ascensão por esforços epirogenéticos. (CASSETI, 2005).

IMPORTANTE

Para Casseti (2005), a evolução na elaboração do relevo tabuliforme pode estar associada:

a) Organização do sistema hidrográfico em fase climática úmida, relacionada a efeitos epirogenéticos; b) Devido aos esforços epirogenéticos considerados, há uma tendência de aprofundamento dos talvegues e de elaboração de seus vales; c) A tendência de alternância climática, como a passagem do clima úmido para o seco, evidenciada na evolução morfológica pós-cretácea brasileira, teria sido responsável pela evolução horizontal do modelado, dada a aceleração do recuo paralelo das vertentes por desagregação mecânica; d) Uma nova fase climática úmida ensejaria uma nova organização da drenagem e, consequentemente, um reentalhamento dos talvegues, proporcionando o alçamento de antigos depósitos, como os pedimentos detríticos que enterraram áreas depressionárias.

O trabalho comandado pelo sistema hidrográfico enseja a evolução do relevo via erosão regressiva, promovendo ramificações de cursos de primeira ordem, podendo, então, aparecer formas residuais, como os morros-testemunhos, mantidos ou não por coroas litoestruturais como o somital, associado a materiais resistentes. As diferenças litológicas poderiam ainda proporcionar saliências morfológicas, parcialmente mascaradas na fase anterior, de clima seco, denominadas cornijas. Com a abertura dos vales, haveria uma tendência a se formarem vales simétricos, denominados vales em “manjedouras’’. A presença de pedimentos detríticos em processo de retrabalhamento morfológico pela incisão da drenagem é testemunha do clima seco correspondente à fase anterior.

Após todo o processo de evolução na elaboração do relevo tabuliforme, poder-se-á observar os principais elementos resultantes dessa evolução ilustrados na figura a seguir. Atente principalmente para a formação de morro testemunho e de cornija.


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No Brasil, por exemplo, o relevo tabular ocorre principalmente no sudoeste do Estado de Goiás, na borda setentrional da Bacia Sedimentar do Paraná. Não podemos deixar de exemplificar a Chapada Diamantina, localizada no interior do Estado da Bahia. Esta apresenta nitidamente formas tabulares. Observe a imagem a seguir.

FIGURA 62 – MORFOLOGIA TABULIFORME EVIDENCIANDO OS PRINCIPAIS ELEMENTOS RESULTANTES DA EVOLUÇÃO DAS ESTRUTURAS CONCORDANTES HORIZONTAIS

FONTE: Disponível em: <http://www.baixaki.com.br/imagens/wpapers/BXK13133_115-1529_imgmorrodoinaciochapadadiamantina800.jpg>. Acesso em: 28 jul. 2010.

FIGURA 63 – CHAPADA DIAMANTINA

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3.2 RELEVO DO TIPO CUESTA

O termo cuesta é de origem mexicana e representa o que os franceses denominam de côte e em Portugal foi traduzido por costeira. De acordo com o Dicionário Geológico-Geomorfológico de Guerra e Guerra (1997, p. 178), cuesta “é uma forma de relevo dissimétrico constituída por uma sucessão alternada das camadas com diferentes resistências ao desgaste e que se inclinam numa direção, formando um declive suave no reverso, e um corte abrupto ou íngreme na chamada frente de cuesta”. Cabe destacar que é comum você encontrar também na literatura geomorfológica a expressão front de cuesta, que é o mesmo que frente de cuesta.

O relevo de cuesta é predominante nas bacias sedimentares e nas velhas plataformas, onde aparecem depressões em forma de fundo de canoa, nas quais a colmatagem (trabalho de entulhamento ou de enchimento) sucessiva acarreta o surgimento de camada inclinada.

Conforme Guerra e Guerra (1997), as condições necessárias para que ocorra a existência de um relevo de cuesta são: a) existência de camadas inclinadas; b) alternância de camadas de dureza diferenciada; c) ataque da erosão ocasionando a exposição da frente da cuesta com a sua depressão subsequente. De modo geral, o relevo de cuesta expressa o resultado do trabalho erosivo diferencial.

Como resultado deste trabalho erosivo ter-se-á os elementos que compõem o relevo de cuesta. Vejamos, conforme Casseti (2005):

• Front → Corresponde à escarpa erosiva ou “costão’’, que se encontra entre a depressão ortoclinal e a parte superior da cuesta, referente ao reverso.

• Reverso → Corresponde ao compartimento de cimeira da cuesta, que tem início na parte terminal superior do front e progride em direção ao centro da bacia sedimentar. Quando caracterizado pelas camadas litoestratigráficas, denomina-se reverso estrutural; quando representado por sedimentos resultantes da intemperização da rocha subjacente, denomina-se reverso escultural. Quando pediplanado, pode ser denominado de “superfície de erosão”.

• Depressão ortoclinal → Refere-se à área embutida ou deprimida, a partir do front da cuesta, resultante de processo de denudação comandado pela drenagem ortoclinal (cursos subsequentes). No caso de cuestas relacionadas a contato estrutural (cristalino-sedimentar), geralmente as depressões encontram-se “abertas” em direção às rochas mais antigas, suporte das sequências sedimentares, e deprimidas em direção ao front. Portanto, geralmente, a depressão apresenta um comportamento dissimétrico, com bordas internas íngremes, considerando o front como um dos lados, e externas relativamente suavizadas, considerando o comportamento da estrutura cristalina que foi exumada pelo processo denudacional.


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Observe atentamente na figura (à esquerda) que segue os elementos que caracterizam uma cuesta. Atente também para a figura (à direita) que ilustra o relevo dissimétrico do tipo cuesta, característico das estruturas concordantes inclinadas.


FIGURA 64 – A FIGURA À ESQUERDA REPRESENTA OS ELEMENTOS QUE CARACTERIZAM UMA CUESTA. A FIGURA À DIREITA CORRESPONDE AO RELEVO DISSIMÉTRICO DO TIPO CUESTA,

CARACTERÍSTICO DAS ESTRUTURAS CONCORDANTES INCLINADAS

4 CARACTERÍSTICAS MORFOESTRUTURAIS NAS ÁREAS DE DEFORMAÇÃO TECTÔNICA

No tópico 2 da Unidade 1 você estudou sobre o papel dos processos endógenos na formação do relevo. Agora, veremos alguns dos tipos de relevos característicos em áreas de deformação tectônica.

4.1 RELEVO DO TIPO HOG-BACK

Hog-back é um “termo inglês usado para definir uma estrutura inclinada semelhante à de uma cuesta, mas na qual o mergulho das camadas é geralmente superior a 30º”. (GUERRA; GUERRA, 1997, p. 340). Considerando o declive necessário à sua caracterização, torna-se possível entendê-los como vinculados a fenômenos tectônicos, uma vez que dificilmente se constatam mergulhos em tais proporções, associados unicamente aos processos de deposição. (CASSETI, 2005).

No Brasil, a Serra Dourada (GO), por exemplo, pode ser caracterizada como relevo do tipo hog-back, justamente por apresentar semelhança evolutiva com o relevo de cuestas. Observe-a.

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FONTE: Disponível em: <http://www.amarbrasil.org.br/wp-content/uploads/2014/06/cidadedegoias_f_059.jpg>. Acesso em: 31 ago. 2018.

FIGURA 65 – SERRA DOURADA (GO)

4.2 DOMO

Segundo Casseti (2005), o relevo do tipo dômico corresponde a uma estrutura circular resultante de atividade intrusiva (plutonismo ou fenômenos magmáticos) que provocou arqueamento da paleomorfologia, com consequente elaboração de abóbada topográfica. Os melhores exemplos são observados em sequências sedimentares que passaram a ter as sequências litoestratigráficas em conformação com a disposição do corpo intrusivo.

A dimensão de um domo varia segundo a proporção do corpo intrusivo, que pode estar ou não concordante com as rochas encaixantes, ou segundo planos de estratificação ou de xistosidade. O sill, o lacólito, o lopólito e o facólito são exemplos de corpos intrusivos concordantes com as rochas encaixantes, enquanto o dique, o neck, a apófise e o batólito são discordantes. Esses corpos intrusivos são de origem tectônica, com material proveniente do sima ou parte superior do manto, embora os domos salinos sejam entendidos como resultantes de processos atectônicos.

A estrutura dômica, após efeitos erosivos, associados a processos epirogênicos positivos, tende a proporcionar o desenvolvimento de uma morfologia circular ou elíptica e/ou semelhante a uma meio esfera, dada a resistência não só do corpo intrusivo, como também das rochas encaixantes que foram submetidas a metamorfismo de contato. Atente para a ilustração que segue.


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4.3 ESTRUTURA APALACHIANA


No Brasil, um exemplo típico de relevo dômico é o domo de Serra Negra, no município de Patrocínio, em Minas Gerais. Este, abrange uma área de aproximadamente 500 km².

O relevo do tipo apalachiano compreende uma série de dobras com expressivo paralelismo entre as cristas e os vales. É importante destacar, segundo Guerra e Guerra (1997), que as camadas deste tipo de relevo são constituídas de rochas com dureza alternada. Não podemos deixar de considerar que os rios antecedentes atravessam transversalmente a estrutura regional.

FIGURA 66 – INTRUSÃO LACOLÍTICA RESPONSÁVEL PELA ELABORAÇÃO DE UMA ESTRUTURA DÔMICA


FIGURA 67 – ASPECTOS GERAIS DO RELEVO DO TIPO APALACHIANO

Curso cataclinal superimposto

Vale superimposto (gep)

Vale cataclinal

Crista monoclinal

b) Características dos vales e cristaisa) Sucessão de cristas e

vales paralelos

Camada friável Camada resistente

Supe

rfíci

e de

ero

são

(resid

ual)

Vale anaclinal

Cristaanticlinal

Vale sinclinal

Vale sinclinal

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Segundo Casseti (2005), pode ser considerada um exemplo de relevo apalachiano a sucessão de cristas e vales paralelos evidenciados no município de Alvorada (TO), à margem esquerda do Rio Tocantins, nas proximidades da confluência com o Rio Paraná.

4.4 RELEVO JURÁSSICO

Enquanto o relevo do tipo apalachiano corresponde a uma série de dobras com expressivo paralelismo de cristas e vales, o relevo do tipo jurássico é entendido como o resultado de inversão do relevo a partir de uma sucessão regular de dobras.

O relevo jurássico (nomenclatura proveniente do Jura, região dobrada da França) é o resultado da evolução morfológica de uma estrutura dobrada, onde a intercalação de camadas de diversas resistências e as atividades morfogenéticas em diferentes condições climáticas respondem pela inversão do relevo, ou seja, as anticlinais são arrasadas, por corresponderem a material friável, enquanto as sinclinais ficam alçadas, por serem individualizadas por rochas duras. (CASSETI, 2005). Se você observar na figura a seguir, perceberá essa inversão do relevo.


A inversão morfoestrutural a leste da cidade de Niquelândia (GO) pode ser considerada um exemplo de relevo do tipo jurássico. Isso porque o relevo é caracterizado por sinclinais suspensas, revestidas por camadas do Grupo Paranoá (Proterozoico Superior), enquanto a anticlinal arrasada é composta por sequência do Grupo Araí (Proterozoico Médio). (CASSETI, 2005).

FIGURA 68 – INVERSÃO DO RELEVO, CARACTERIZANDO O RELEVO JURÁSSICO


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4.5 ESCARPAMENTO DE FALHA

O escarpamento de falhas corresponde a paredões de forma mais ou menos abrupta, em função da idade da falha e do clima da região. “Os escarpamentos de falhas, quando antigos, já se acham mais trabalhados pela erosão, que ocasiona uma dissecação no espelho da antiga falha, produzindo assim um recuo e um rebaixamento no degrau da falha”. (GUERRA; GUERRA, 1997, p. 242).

As ilustrações a seguir procuram representar o estágio evolutivo de um relevo falhado. Observe-as.


Um dos indícios, para os geomorfólogos reconhecerem a existência de uma falha responsável pela topografia, é o escarpamento com abruptos, como os encontrados na Serra do Mar.

FIGURA 69 – ESTÁGIO EVOLUTIVO DE UM RELEVO FALHADO

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4.6 GRABEN OU FOSSA TECTÔNICA

4.7 HORST OU MURALHA

5 ESCUDOS ANTIGOS OU MACIÇOS CRISTALINOS

No estudo do caderno de Geografia Física você pôde verificar que as depressões estruturais ocasionadas por falhamentos são denominadas de graben (blocos rebaixados) ou fossa tectônica. Estas depressões apresentam formas alongadas, enquadradas por uma série de degraus originados por falhas paralelas. Conforme Guerra e Guerra (1997), um exemplo clássico de fossa tectônica é o vale do Rio Reno, que corre entre o maciço da Floresta Negra, na Alemanha, e a cadeia dos Vosges, na França. No Brasil, podemos exemplificar os grabens do Recôncavo Baiano (BA), o vale do Rio Paraíba do Sul (SP).

Os horsts, ou também denominados de muralha ou ainda pilares, correspondem às elevações estruturais alongadas salientes em relação ao relevo contíguo. Este tipo de formação pode estar atrelado à elevação do terreno por falha escalonada ou, ao contrário, pelo estabelecimento de uma fossa tectônica ou graben.

Você provavelmente já ouviu falar dos escudos antigos ou maciços cristalinos (rochas cristalinas), que são imensos blocos de rochas antigas. Mas, o que é um escudo? Segundo o Dicionário Geológico-geomorfológico de Guerra e Guerra (1997, p. 244), escudo corresponde aos “primeiros núcleos de rochas emersas que afloram desde o início da formação da crosta. A distribuição geográfica dos principais escudos é a seguinte: Fino-Escandinavo; Siberiano; Canadense; Sul-Africano; Guiano; Brasileiro e Patagônico”.

Estes escudos são constituídos por rochas cristalinas (magmático-plutônicas), formadas em eras pré-cambrianas, ou por rochas metamórficas (material sedimentar) do Paleozoico. São rochas resistentes, estáveis, porém bastante desgastadas. No território brasileiro, os escudos cristalinos correspondem a 36% da área total e dividem-se em duas grandes porções: o Escudo das Guianas (norte da Planície Amazônica) e o Escudo Brasileiro (porção centro-oriental brasileira).

6 AS PRINCIPAIS FORMAS DE RELEVO TERRESTRENo que tange ao relevo terrestre, podemos destacar quatro formas

fundamentais: as cadeias de montanhas, os planaltos, as depressões e as planícies. Além de suas características estruturais, a gênese e o desgaste são importantes elementos utilizados para diferenciar as principais formas de relevo.


123

6.1 CADEIAS DE MONTANHAS

As cadeias de montanhas, os planaltos e as depressões relativas são constantemente erodidos pelos agentes exógenos, enquanto as planícies e as depressões absolutas recebem sedimentos das áreas mais elevadas. Conheça algumas características dessas principais formas de relevo.

As informações que seguem, as quais fazem alusão às formações montanhosas, foram extraídas do Dicionário Geológico-Geomorfológico, de Guerra e Guerra (1997, p. 436-437).

Montanha é uma grande elevação natural do terreno, com altitude superior a 300 metros e constituída por um agrupamento de morros. A orogênese é o ramo da geologia que estuda a origem e a formação das montanhas.

As montanhas podem ser classificadas segundo alguns critérios:

a) Quanto à origem: montanhas de dobras; montanhas de falhas; montanhas vulcânicas e montanhas de erosão.

Esta classificação simplista, quanto à origem, tem apenas função didática para a sistematização de um conhecimento muito mais complexo das formas que aparecem na natureza. Os tipos, por exemplo, de montanha de dobra e de falha, dificilmente podem ser separados na natureza, pois é comum o aparecimento simultâneo de dobramentos e falhamentos, carreamento e, por vezes, até mesmo o vulcanismo, por ocasião da manifestação das forças orogênicas.

Quanto às montanhas de erosão, restringem-se, mais especialmente, a testemunhos e são de pequena extensão. Não se deve considerar as formas resultantes do trabalho erosivo, pondo em destaque as estruturas produzidas pelo tectonismo e pelo vulcanismo (montanhas de deslocamento e vulcânica), com montanhas de erosão, pois aquelas têm grande extensão.

A montanha típica é uma grande elevação de terreno, que foi formada por forças tectônicas, isto é, orogênese. Nas montanhas típicas encontra-se, por conseguinte, uma série de dobras e falhas. Como exemplo, podemos citar a Cordilheira dos Andes, que se estende por todo o oeste da América do Sul. Esta cordilheira é bem diferente das chamadas “serras” brasileiras. A Cordilheira dos Andes é uma típica cadeia orogênica jovem. Isto significa que foi pouco trabalhada pelos agentes de desgaste ou erosivos, diferentemente das serras brasileiras, cujo desgaste foi muito maior. No caso das chamadas “serras” brasileiras, as elevações são, de modo geral, de baixa altitude e os topos bastante regularizados pelo trabalho erosivo, principalmente pelas águas das chuvas e também pelos rios. Além do mais, as serras brasileiras não têm duas encostas tão nítidas, como acontece com a cadeia dos Andes, ou com as Montanhas

124


Rochosas, na América do Norte, ou com as outras grandes cordilheiras da Europa (Alpes, Apeninos, Cárpatos e Pirineus); Ásia (Himalaia); África (cadeia do Atlas) etc. No Brasil o que se observa é a existência de grandes escarpamentos ou abruptos, como os da Serra do Mar ou da Mantiqueira, com um topo de relevo mais ou menos ondulado. A vertente oposta quase não existe, pois o planalto desce suavemente.

b) Quanto à idade: montanhas novas; montanhas velhas e montanhas rejuvenescidas.

As montanhas novas são aquelas que têm formas aguçadas, cuja origem ocorreu, de modo geral, na era terciária. Quanto às montanhas velhas, são aquelas que já sofreram o trabalho de vários ciclos de erosão, tendo suas formas e suas altitudes bastante suavizadas e rebaixadas. As montanhas rejuvenescidas são aquelas que, depois de modeladas pela erosão, sofreram nova movimentação orogenética, dando novamente formas aguçadas.

c) Quanto à altitude: no que concerne à altitude, as montanhas podem ser classificadas de modo geral em duas categorias:

Montanhas baixas → são aquelas cujo relevo relativo apresenta desnivelamentos que oscilam de 300 a 900 metros, medidos numa área de 100 km².

Montanhas altas → são aquelas que apresentam desnivelamentos relativos superiores a 900 metros, medidos numa área de 100 km².

Cabe lembrar que as cadeias de montanhas constituem grandes elevações da crosta terrestre, as quais apresentam um relevo mais acidentado, com encostas íngremes e vales profundos, originadas pelos dobramentos modernos. As montanhas são formações mais recentes, cujo processo erosivo não ocasionou modificações significativas nas suas formas.

IMPORTANTE

As cordilheiras são geralmente compreendidas como grandes cadeias de montanhas, e/ou um conjunto de montanhas, como, por exemplo, as já citadas anteriormente, Cordilheira dos Andes (América do Sul), Montanhas Rochosas (América do Norte), os Alpes (Europa), Atlas (África) e Himalaia (Ásia). Estas são também denominadas de dobramentos modernos, pois se formaram na era Cenozoica. Observe o mapa a seguir e procure identificá-las. Antes, observe a formação correspondente às Montanhas Rochosas.


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FONTE: Disponível em: <http://geographicae.files.wordpress.com/2007/05/rockymountains.jpg>. Acesso em: 27 jul. 2010.

FIGURA 70 – MONTANHAS ROCHOSAS

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6.2 PLANALTOS

São relevos geralmente aplainados, situados em altitudes variáveis. Também podem ser chamados de platôs. Destacam-se em relação às áreas circundantes. As bordas dos planaltos são irregulares e apresentam saliências e reentrâncias resultantes da ação dos agentes erosivos (ação da água e do vento). Em virtude destes agentes, os planaltos correspondem às formações mais antigas do relevo terrestre. Podemos citar como exemplo o Planalto Central no Brasil, localizado em território dos Estados de Goiás, Minas Gerais, Tocantins, Mato Grosso e Mato Grosso do Sul.

É importante destacar que os planaltos, de acordo com a composição das rochas dos quais são formados, podem ser classificados em planaltos cristalinos, planaltos sedimentares e planaltos basálticos. Vejamos algumas características de cada um deles.

Planaltos cristalinos → podemos dizer que os planaltos cristalinos são considerados “restos” de antigas montanhas que foram desgastadas pelos agentes erosivos. São constituídos de rochas cristalinas ígneas intrusivas e também metamórficas. Um exemplo desse tipo de formação é o planalto de Campos do Jordão, em São Paulo, e o de Borborema, no Nordeste.

Planaltos sedimentares → foram originados de áreas de rochas sedimentares, que foram soerguidas por movimentos internos da crosta. O planalto do Maranhão-Piauí, no Nordeste, é um exemplo de planalto sedimentar.

Planaltos basálticos → são constituídos de rochas ígneas extrusivas ou vulcânicas. Para você ter uma ideia, o território brasileiro apresenta grandes extensões de planaltos basálticos, a exemplo do planalto meridional, no Sul do Brasil.

O esquema a seguir ilustra planaltos constituídos de camadas sedimentares ou de rochas cristalinas, os quais possuem superfície plana ou suavemente movimentada. Trata-se, em qualquer circunstância, de área mais elevada que as circunvizinhas e delimitada por declives.

128


FONTE: CRISTOFOLETTI, A. Análise Ambiental. São Paulo: Nacional, [s.d.].

FIGURA 72 – ESQUEMA DE FORMAÇÃO DE PLANALTOS

Dependendo da composição das rochas, os planaltos podem assumir diferentes formas, como, por exemplo, escarpas, chapadas e cânions.

IMPORTANTE

6.3 PlANÍCIES

São áreas relativamente planas, geralmente extensas, e são formadas pela deposição dos sedimentos. De acordo com o Dicionário Geológico-geomorfológico, existem também planícies que podem estar a mais de 1.000 metros de altitude. São as chamadas planícies de nível de base local, ou planícies de montanhas.

As planícies são comumente drenadas por rios de escoamento lento e que descrevem cursos sinuosos (meandros). O “exame” de uma planície, do ponto de vista geológico, em sua parte superficial, revela a presença de rochas sedimentares relativamente recentes, na posição horizontal ou sub-horizontal. (GUERRA; GUERRA, 1997). Tomamos como exemplo as planícies brasileiras: Planície Litorânea, Planície Amazônica e Planície do Pantanal. Esta última é uma planície inundável de formação recente, cuja altitude média é de aproximadamente 110 metros. Observe-a.


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FONTE: Disponível em: <http://www.riobranco.org.br/arquivos/sites2008/6_agosto/grupo8/Orc/Imagens/Pantanal%20mato%20grossense%202.jpg>. Acesso em: 20 jul. 2010.

As planícies podem ser classificadas, quanto à situação, em: planícies marítimas e/ou costeiras, continentais e lacustres. Em geral, as planícies ficam ao lado e abaixo dos planaltos e das montanhas, que são áreas onde há o predomínio da erosão. Podem estar associadas a várias origens, tais como: vales fluviais, sedimentos trazidos pelos ventos, geleiras, dentre outros.

Na figura a seguir você pode perceber que, delimitadas por declives, as planícies encontram-se em posições mais baixas que as áreas circunvizinhas. Assim, recebem os sedimentos oriundos das partes mais altas. Observe-a.

FIGURA 73 – PLANÍCIE DO PANTANAL

FONTE: CRISTOFOLETTI, A. Análise Ambiental. São Paulo, Nacional, [s.d.].

FIGURA 74 – ILUSTRAÇÃO DE UMA PLANÍCIE

130


6.4 DEPRESSÕES

São áreas rebaixadas em relação aos relevos circundantes. As depressões situadas abaixo do nível do mar são chamadas de depressões absolutas, a exemplo do Mar Morto, na Ásia, localizado a 396 metros abaixo do nível do mar. As depressões situadas abaixo das áreas que as circundam e acima do nível do mar são denominadas de depressões relativas.

As depressões podem ter dimensões, formas e origens bem variadas. Pode-se, por exemplo, chamar um vale de depressão longitudinal em relação ao relevo circundante. Outro exemplo é uma fossa tectônica.

Segundo Guerra e Guerra (1997), do ponto de vista geomorfológico é importante destacar também as depressões das frentes de cuestas, depressões subsequentes e as depressões de circundesnudação periférica, que é a zona deprimida entre o maciço das rochas cristalinas ou cristofolianas e a estrutura sedimentar inclinada da cuesta, como, por exemplo, a depressão periférica paulista.

Vejamos a classificação de depressões, quanto à sua origem, do professor José A. P. Domingues (apud GUERRA; GUERRA, 1997).

Depressões originadas por simples deslocamentos locais de terreno:

a) Devido à larga deformação de natureza sinclinal, podendo nelas formar-se outras depressões. Ex: Mar Cáspio, Mar Aral.

b) Abaixamento de um fragmento da crosta terrestre devido a um sistema de fraturas. Ex.: série dos grandes lagos africanos.

c) Depressões devidas a um bombeamento.

d) Por falhas no caso de um deslocamento horizontal.

Depressões formadas por remoção do material da superfície:

a) Por escavamento ao longo de uma calha fluvial.

b) Por dissolução da rocha, podendo essa dissolução ser superficial ou subterrânea. Pode haver mesmo a formação de depressão devido a um desabamento após a dissolução do terreno subjacente. Formação de “panelas” de decomposição e cacimbas.

c) Depressão subsequente e de circundesnudação periférica.

d) Devido a ações periglaciárias ou glaciárias.


131

Depressões formadas por barragens:

a) Barragem devido a um desmoronamento.

b) Barragem de um rio por material trazido por um afluente, formando-se um cone de dejeção sobre o rio principal.

c) Barragem devido ao abandono de meandros.

d) Barragens formadas por ações periglaciárias ou glaciárias.

e) Barragens formadas por um derrame de lavas.

f) Autobarragem por cursos d’água.

g) Barragens formadas por ações dos animais (castores).

h) Barragens de um vale por dunas.

i) Barragens por um dique marginal.

Casos especiais:

a) Depressões das crateras vulcânicas.

b) Depressão causada por queda de meteoritos.

c) Depressão formada devido à topografia plana e à ação conjunta de vários outros fatores.

d) Ação humana.

Na ilustração a seguir você consegue distinguir claramente a ocorrência de uma depressão absoluta e uma depressão relativa.

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FONTE: CRISTOFOLETTI, A. Análise Ambiental. São Paulo, Nacional, [s.d.].

Vejamos na figura a seguir o perfil das principais formas do relevo terrestre. Observe as formas de planície, planalto, depressão absoluta, montanha e depressão relativa.


É importante ressaltar que, associadas às principais formas de relevo terrestre, encontraremos outras formas, a exemplo das serras, chapadas, morros, colinas, espigão, dentre outras.

FIGURA 75 – ILUSTRAÇÃO DE UMA PLANÍCIE

FIGURA 76 – PRINCIPAIS FORMAS DE RELEVO TERRESTRE


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Para aprofundar seu conhecimento sobre as várias características do relevo, acesse o site <http://www.funape.org.br/geomorfologia/cap1/index.php>.

DICAS

7 A COMPARTIMENTAÇÃO DO RELEVO SUBMARINO

7.1 PLATAFORMA CONTINENTAL

No caderno de Geografia Física você estudou que a crosta da Terra está dividida em crosta continental e crosta oceânica. Estima-se que a área da crosta terrestre recoberta pelos oceanos representa aproximadamente 70% da superfície total, sendo que o Oceano Pacífico constitui o maior corpo aquoso, com uma área de cerca de 180 milhões de Km², ou seja, 53% da área oceânica. A profundidade média dos oceanos é de aproximadamente 3.870 metros, sendo que as maiores profundidades estão localizadas no Challenger Deep (11.037), nas Fossas Marianas, no Oceano Pacífico. Este, em relação aos demais oceanos, é o que possui maior profundidade média (4.282), com cerca de 87% de seus fundos localizados a profundidades superiores a 3.000 metros. (TESSLER; MAHIQUES, 2009).

De acordo com a profundidade, o relevo submarino, e/ou também denominado relevo batimétrico, pode ser classificado em várias formas, com características próprias. A saber.

As plataformas continentais correspondem às extensões submersas dos continentes, apresentando pequena declividade rumo ao alto-mar. Segundo Tessler e Mahiques (2009, p. 378), as plataformas continentais “são contíguas e largas em margens do tipo Atlântico, onde estão presentes como margens passivas, a exemplo do encontrado no sudeste brasileiro, cuja plataforma continental pode apresentar largura de 160 km”. De acordo com o mesmo autor, as plataformas continentais do tipo Pacífico, localizadas em margens tectonicamente ativas, possuem larguras menores e são ladeadas por fossas submarinas, como é observado nas plataformas continentais do Peru e Chile.

Em média, as plataformas continentais atingem uma profundidade de 200 metros a partir do nível do mar. É importante destacar que as plataformas continentais são de natureza essencialmente sedimentar.

134


7.2 TALUDE CONTINENTAL

O talude continental constitui uma unidade de relevo, também de construção sedimentar, que se inclina acentuadamente rumo aos fundos oceânicos, cuja profundidade é da ordem de aproximadamente 3.000 metros. Este tipo de relevo não é homogêneo, ocorrendo quebras de declividade e também, frequentemente, cânions e vales submersos. Os cânions submarinos são vales profundos, erodidos sobre a plataforma continental externa e o talude continental, atingindo, por vezes, a elevação continental. Na base dos taludes continentais, predominantemente em margens do tipo Atlântico, pode ocorrer uma unidade de relevo irregular e individualizada, sendo construída por sequências sedimentares, diretamente associadas aos processos de transporte e deposição de sedimentos que moldam as plataformas e taludes continentais, conhecida como Elevação ou Sopé Continental. (TESSLER; MAHIQUES, 2009). Esta se estende entre 3.000 e 5.000 metros, apresentando declividades intermediárias entre as observadas nas plataformas e os taludes continentais.

7.3 REGIÃO E/OU PLANÍCIE ABISSAL

7.4 OUTRAS FORMAS DO RELEVO BATIMÉTRICO

As regiões e/ou planícies abissais são áreas extensas e profundas, de relevo relativamente plano, estendendo-se da base das elevações continentais até os relevos íngremes e abruptos das cordilheiras oceânicas, cuja profundidade é superior a 5.000 metros. Esses compartimentos, que constituem as maiores extensões territoriais dos relevos do fundo de todos os atuais oceanos, são localmente interrompidos pela presença de uma série de montes submarinos, ou montanhas submarinas, que correspondem às elevações isoladas; podem atingir mais de 1.000 metros de altura. A parte emersa das irregularidades do relevo das planícies abissais constitui as ilhas oceânicas.

Além das formas do relevo submarino mencionadas anteriormente, não podemos deixar de destacar as fossas submarinas, as dorsais oceânicas, os montes marinhos, guyots, as ilhas vulcânicas e as bacias oceânicas. Vejamos, simplificadamente, cada uma dessas formas.

Fossas submarinas → constituem depressões alongadas e estreitas, com laterais de altas declividades. A fossa submarina é uma importante feição presente nas zonas de subducção de placas litosféricas (se necessário, retome o estudo do caderno de Geografia Física).

Dorsais oceânicas → são grandes cadeias de montanhas que existem no fundo dos oceanos (se necessário, retome o estudo do caderno de Geografia Física). Seus picos podem aparecer em forma de ilhas, como o arquipélago dos Açores, no Oceano Atlântico.


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Montes marinhos → são montanhas submersas cujos picos não afloram à superfície.

Guyots → são antigas ilhas cujos topos foram abaixados pela erosão e estão submersos.

Ilhas vulcânicas → são topos de vulcões submarinos que alcançam a superfície, formando ilhas ou arco de ilhas (retome o estudo do caderno de Geografia Física).

Bacias oceânicas → correspondem ao leito dos oceanos, excluindo as cordilheiras e as fossas.

A figura a seguir ilustra algumas das formas de relevo submarino mencionadas. Observe-as.


FIGURA 77 – FORMAS DO RELEVO SUBMARINO

O nível do mar marca o limite entre o relevo continental e o relevo submarino. O zero é utilizado para determinar as medidas de altitude e profundidade. O relevo continental, com altitudes acima do nível do mar (exceção das depressões absolutas), é chamado de relevo hipsométrico. Já o relevo submarino é denominado relevo batimétrico.

IMPORTANTE

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RESUMO DO TÓPICO 2Neste tópico você estudou que:

• As bacias sedimentares são depressões preenchidas com detritos carregados das áreas circundantes.

• O relevo tabuliforme é caracterizado por uma sequência de camadas sedimentares horizontais ou sub-horizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados.

• Cuesta é uma forma de relevo dissimétrico constituída por uma sucessão alternada das camadas com diferentes resistências ao desgaste e que se inclinam numa direção, formando um declive suave no reverso, e um corte abrupto ou íngreme na chamada frente de cuesta.

• Hog-back corresponde a uma estrutura inclinada semelhante à de uma cuesta, mas na qual o mergulho das camadas é geralmente superior a 30º.

• O relevo do tipo dômico corresponde a uma estrutura circular resultante de atividade intrusiva que provocou arqueamento da paleomorfologia, com consequente elaboração de abóbada topográfica.

• O relevo do tipo apalachiano compreende uma série de dobras com expressivo paralelismo entre as cristas e os vales.

• O relevo jurássico é o resultado da evolução morfológica de uma estrutura

dobrada, onde a intercalação de camadas de diversas resistências e as atividades morfogenéticas em diferentes condições climáticas respondem pela inversão do relevo.

• O escarpamento de falhas corresponde a paredões de forma mais ou menos abrupta, em função da idade da falha e do clima da região.

• As depressões estruturais ocasionadas por falhamentos são denominadas de graben (blocos rebaixados) ou fossa tectônica.

• Os horsts, ou também denominados de muralha ou ainda pilares, correspondem às elevações estruturais alongadas salientes em relação ao relevo contíguo.

• Os escudos antigos ou maciços cristalinos são imensos blocos de rochas antigas.

• As principais formas de relevo são: as cadeias de montanhas, os planaltos, as depressões e as planícies.

• O relevo submarino pode ser classificado em várias formas, tais como: as plataformas continentais; o talude continental; as regiões e/ou planícies abissais; as fossas submarinas; as dorsais oceânicas; os montes marinhos; os guyots; as ilhas vulcânicas; e as bacias oceânicas.

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AUTOATIVIDADE

1 O relevo pode ser caracterizado por superfícies diferenciadas. A partir desta diferenciação, relacione os tipos de relevo destacados, com suas respectivas características:

1. Bacia sedimentar.2. Relevo tabuliforme.3. Cuesta.4. Hog-back.5. Domo.6. Apalachiano.7. Escarpamento de falhas.

( ) É caracterizado por uma sequência de camadas sedimentares horizontais ou sub-horizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados.

( ) Define uma estrutura inclinada, cujo mergulho das camadas é geralmente superior a 30º.

( ) Compreende uma série de dobras com expressivo paralelismo entre as cristas e os vales.

( ) É uma depressão preenchida com detritos carregados das áreas circundantes.( ) É uma forma de relevo dissimétrico constituída por uma sucessão alternada

das camadas com diferentes resistências ao desgaste e que se inclinam numa direção, formando um declive suave no reverso, e um corte abrupto ou íngreme.

( ) Corresponde a uma estrutura circular resultante de atividade intrusiva que provocou arqueamento da paleomorfologia, com consequente elaboração de abóbada topográfica.

( ) Corresponde a paredões de forma mais ou menos abrupta, em função da idade da falha e do clima da região.

A sequência CORRETA é:a) 7 – 5 – 3 – 1 – 6 – 4 – 2. b) 2 – 4 – 6 – 1 – 3 – 5 – 7. c) 4 – 3 – 2 – 1 – 6 – 5 – 7. d) 1 – 5 – 3 – 2 – 7 – 4 – 6.

2 No que tange ao relevo terrestre, podemos destacar quatro formas fundamentais: as cadeias de montanhas, os planaltos, as depressões e as planícies. Acerca destas formas do relevo, coloque V para as afirmativas verdadeiras e F para as falsas e em seguida assinale a sequência CORRETA:

( ) A Cordilheira dos Andes é considerada uma típica cadeia orogênica jovem.( ) Os planaltos correspondem às formações mais antigas do relevo terrestre.

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( ) As planícies correspondem às áreas relativamente planas, geralmente extensas, e são formadas pela deposição dos sedimentos.

( ) As chamadas planícies de base local, ou planícies de montanhas, podem estar a mais de 1.000 metros de altitude.

( ) As depressões situadas abaixo do nível do mar são chamadas de depressões absolutas, a exemplo do Mar Morto, na Ásia, localizado a 396 metros abaixo do nível do mar.

a) V – F – V – F – V. b) F – V – V – V – V. c) V – V – V - V – V. d) F – F – F – V – V.

3 Você pôde verificar que o relevo submarino, e/ou também denominado relevo batimétrico, pode ser classificado em várias formas, com características próprias. A partir deste estudo, analise as afirmativas a seguir:

I- Estima-se que a área da crosta terrestre recoberta pelos oceanos representa aproximadamente 70% da superfície total.

II- As plataformas continentais correspondem às extensões submersas dos continentes, apresentando pequena declividade rumo ao alto-mar.

III- Os cânions submarinos são vales profundos, erodidos sobre a plataforma continental externa e o talude continental, atingindo, por vezes, a elevação continental.

IV- A fossa submarina é uma importante feição presente nas zonas de subducção de placas litosféricas.

V- As regiões e/ou planícies abissais constituem as maiores extensões territoriais dos relevos do fundo de todos os atuais oceanos.

a) Estão corretas somente as afirmativas I, II e III.b) Estão corretas somente as afirmativas III, IV e V.c) Estão corretas somente as afirmativas II e IV.d) Todas as afirmativas estão corretas.

4 Diante do que foi exposto neste tópico, como você descreveria o relevo onde reside? Observe atentamente o relevo à sua volta e tente descrevê-lo. Você poderá também fotografá-lo e levar as imagens para socializar com a turma.

139

TÓPICO 3

A GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA

UNIDADE 2

1 INTRODUÇÃO

A Geografia é uma ciência fascinante, pois proporciona a compreensão da formação do planeta Terra com as atuais características de clima, posição dos continentes e oceanos, formação dos grandes ecossistemas, formação do relevo; isto, apenas para falar dos aspectos físicos, ou o que chamamos de Geografia Física.

Um leigo, ao olhar a superfície terrestre, vê apenas planícies, depressões, morros, montanhas, rios, lagos etc.; ou seja, não compreende a origem, o tempo geológico necessário, bem como os fatores que influenciaram na formação dos cenários mais belos da Terra, as paisagens mais deslumbrantes.

Neste tópico, ao abordarmos a Geomorfologia Brasileira, mencionaremos os principais pesquisadores que deram início à compreensão do relevo brasileiro e suas contribuições científicas para o estudo desta ciência.

Conheceremos os diferentes tipos de relevo que formam o território brasileiro, sua classificação, segundo os estudiosos, e a razão pela qual as altitudes no Brasil são modestas, ou seja, 85% do território encontra-se na altitude de 0 a 600 metros.

Outro aspecto que chama a atenção no relevo brasileiro é o fato de não existir vulcões em atividade ou adormecidos, tampouco existem terremotos de grandes proporções, e, quando ocorrem, são tremores de baixa intensidade, provocados pela acomodação de pequenas falhas geológicas.

Diferente de outros países considerados continentais, como Rússia, Canadá, China, EUA, que também possuem grandes territórios - entretanto, boa parte destes é ocupada por áreas inabitáveis, como: desertos, geleiras eternas, áreas de instabilidade geológica, grandes cordilheiras etc -, o território brasileiro, ao contrário, é quase totalmente habitável e ainda leva a vantagem de possuir a maior floresta equatorial. Divide com os demais países da América do Sul as duas maiores bacias hidrográficas do planeta, além de possuir solos férteis, o que favorece atividades como agricultura e pecuária.

A desvantagem de possuir tanto território habitável, com essa enormidade de recursos naturais disponíveis, é que não há uma barreira natural que impeça a destruição de ecossistemas frágeis como o Pantanal, a Floresta Amazônica, a Mata Atlântica, o Cerrado, apenas para citar os mais importantes.

140


Enfim, o estudo da Geografia é sempre uma fascinante viagem a alguma parte deste lindo planeta que é a Terra. Neste tópico vamos viajar pelo relevo brasileiro e descobrir a gênese e evolução de suas formas.

2 A ESTRUTURAÇÃO DA GEOMORFOLOGIA NO BRASIL

2.1 AS BASES CONCEITUAIS DA GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA

A Geomorfologia surgiu a partir do estudo de geólogos e geógrafos que procuraram compreender a formação do relevo terrestre.

No Brasil não foi diferente, entretanto, nas últimas décadas os mais renomados geomorfólogos em nosso país tiveram origem na Geografia, como são os casos de Aziz Nacib Ab’Saber; João José Bigarela; Antônio Christofoletti, entre outros.

Apesar do estudo da geomorfologia ter avançado muito nas últimas cinco décadas, a valorização dos conhecimentos geomorfológicos só ganhou importância com o aumento da relevância das questões ambientais, principalmente no que diz respeito à análise ambiental.

Segundo Marques (2009 p. 37),

Ab’Saber (1958) define a época que se segue a 1940 como sendo a de implantação de “técnicas modernas”, colocando a publicação do trabalho de Emmanuel de Martonne (1940), relativo aos problemas morfológicos do Brasil tropical atlântico, como marco inicial. A partir desse momento, a geomorfologia brasileira começa a ter maior participação de geógrafos. A criação do Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE), em 1937, do qual fazia parte o Conselho Nacional de Geografia (CNG), e a expansão das faculdades de Filosofia, tiveram grande influência nesse sentido. Marcava-se, também, uma forte influência das escolas alemã, francesa e norte-americana.

Maior volume de trabalhos específicos de Geomorfologia aparece, marcando o início desse período: Guimarães (1943) e Azevedo (1949), reunindo e sintetizando os conhecimentos sobre o relevo brasileiro; Lamego (1945), estudando as lagoas costeiras do Estado do Rio de Janeiro; Maak (1947), trabalhando com a Geologia do Paraná, com observações relativas às ações climáticas do passado; Ruellan (1953), tratando das relações do escoamento pluvial com o modelado do relevo tropical; King (1956), abordando a Geomorfologia do Brasil oriental; Tricart (1959), estabelecendo uma divisão morfoclimática para o Brasil atlântico central.

TÓPICO 3 | A GEOMORFOLOGIA BRASILEIRA

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A realização do XVIII Congresso Internacional de Geografia da UGI, no Rio de Janeiro, em 1956, foi um marco importante, pelo contato estabelecido com a produção internacional, de onde emanavam novas concepções teóricas e práticas que estimularam o desenvolvimento de muitas pesquisas no país.

Nessa época, a forte influência que existia das concepções de William Morris Davis (1850-1934 - geógrafo norte-americano, despontou como o principal nome a ser lembrado na história da Geomorfologia) vai dando lugar às abordagens que destacam a importância da geomorfologia climática. As obras de Ab’Saber e Bigarella constituíram volumosas e preciosas contribuições nessa direção.

No final dos anos 60 ao início dos anos 70, abriram-se novos cenários para a Geomorfologia brasileira. Começam a ser incorporados os conceitos oriundos da Teoria Geral de Sistemas e, com eles, a aplicação das ideias relativas ao equilíbrio dinâmico. Elaborador e divulgador de vários trabalhos nessa linha, Antônio Christofoletti lança, em 1974, o livro intitulado Geomorfologia, voltado para o ensino, o qual incorpora e divulga a perspectiva sistêmica. Esse livro, ainda hoje, é um dos poucos produzidos em português que atende a objetivos didáticos.

Também em 1974 é lançado o livro de Margarida Penteado, sob o título Fundamentos de Geomorfologia, destinado ao ensino, contendo exemplos e referências do que estava sendo produzido no país.

O projeto Radar da Amazônia (RADAM), posteriormente expandido para todo o país como projeto RADAMBRASIL, foi, sem dúvida, em nível mundial, um dos maiores já realizados de levantamento de recursos naturais que incluía os temas Geologia, Geomorfologia, solos, vegetação e uso potencial do solo. Durante mais de uma década, a partir de um primeiro, em 1973, foram sendo publicados novos volumes, contendo relatórios e documentação cartográfica (mapas temáticos), recobrindo todo o país, perfazendo, hoje, cerca de 40 volumes, cujas edições estão sob a responsabilidade do IBGE.

A partir da década de 1970, a geomorfologia passou a contar com uma importante ferramenta, já disponível em países desenvolvidos, ou seja, as imagens de satélites, que passaram a ser geradas com a criação do Instituto de Pesquisas Espaciais (INPE), disponibilizando imagens para usuários não vinculados a órgãos governamentais.

Originados de profissionais ligados à Geografia ou à Geologia, os conhecimentos geomorfológicos são fundamentais para atender a várias áreas de interesse da sociedade, tais como: análise ambiental; ocupação do território para expansão de cidades; construção de rodovias; portos; enfim, existe uma infinidade de aplicações para as informações geradas pelos estudos da geomorfologia que podem favorecer o equilíbrio nas relações entre o homem, a sociedade e a natureza.

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Cabe destacar que a solução de problemas ambientais, gerados pela ocupação irregular de encostas, por exemplo, exige cada vez mais a atuação de profissionais de várias áreas, para se ter um olhar multidisciplinar ou uma visão sistêmica.

Portanto, deslizamentos de encostas provocados pelo excesso de chuvas, como os que aconteceram em Blumenau/SC (2008); Angra dos Reis/RJ (2009/2010) e Rio de Janeiro/RJ (2010), poderiam ter sido evitados caso profissionais das áreas de Geologia, Geografia e Geomorfologia tivessem atuado sob a coordenação e financiamento do poder público, para apontar as áreas de risco, recomendando a desocupação ou a não ocupação, no caso de ser área destinada à expansão urbana.

Caro(a) acadêmico(a), embora a Geomorfologia esteja muito ligada à Geografia, uma vez que em muitos países ela surgiu através do estudo de geógrafos, esta é uma área de estudo também para geólogos, engenheiros ambientais, engenheiros florestais, agrônomos e todas as profissões que necessitam do conhecimento das formas de relevo, processos erosivos, qualidade de solo, comportamento da crosta terrestre, entre outros.

NOTA

2.2 GEOMORFOLOGIA NO CONTEXTO DA GEOGRAFIA BRASILEIRA

Aziz Nacib Ab’Saber é reconhecidamente a maior autoridade no conhecimento da Geomorfologia brasileira e do estudo desta ciência dentro do contexto da Geografia. Transcrevemos a seguir trechos de um artigo intitulado:

“A História da Geomorfologia no Brasil: a contribuição de Aziz Nacib Ab’Saber”, de autoria de Rafaela Soares Niemann (2010):

Rafaela Soares Niemann. Graduada em Geografia, IG-Unicamp. Campinas (SP),

Brasil. Bolsista de Iniciação Científica Pibic/CNPq/Unicamp. CP 6152, CEP 13087-970.

Antonio Carlos Vitte. Departamento de Geografia, Programa de Pós-Graduação em

Geografia, Unicamp. Campinas (SP), Brasil. CP 6152, CEP 13087-970.

FONTE: Disponível em: <http://www.geo.ufv.br/simposio/simposio/trabalhos/trabalhos_completos/eixo4/018.pdf>. Acesso em: 27 jul. 2010


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1. Introdução

Nos últimos anos, a literatura internacional relacionada à Geomorfologia vem registrando um intenso debate sobre os caminhos da Geomorfologia e da Geografia Física. Assim, por exemplo, Rhoads e Thorn (2002) registraram a necessidade de se realizar um balanço crítico sobre a história e a epistemologia da Geomorfologia, uma vez que a mesma apresenta problemas filosóficos e metodológicos que precisam ser equacionados urgentemente, pois a cada dia a Geomorfologia está sendo impregnada pela questão cultural e política.

Para Gregory (2000), a Geomorfologia geográfica está descaracterizada na Geografia Física, pois a maior produção de Geomorfologia está acontecendo nas ciências naturais e multidisciplinares. E esse atraso, segundo Gregory (2000, 2001), ocorre em função do forte impacto do pragmatismo na Geomorfologia, sendo que não há razão para não refletirmos sobre os conceitos e as práticas da Geografia Física e em particular pela Geomorfologia. O que podemos verificar é que, atualmente, o cenário internacional referente à produção da Geografia Física e em especial à produção da Geomorfologia vem merecendo um amplo debate sobre a situação da Geomorfologia na Geografia e suas relações com as ciências humanas e naturais. O que fica evidente é a enorme necessidade de se realizar estudos sobre a constituição histórica e epistemológica da Geomorfologia, o que irá auxiliar na redefinição dos cursos de Geografia e no próprio sentido de se fazer Geomorfologia no contexto da Ciência Geográfica.

É neste contexto que o presente trabalho pretende apresentar algumas considerações sobre a produção epistemológica de Aziz Nacib Ab’Saber, geógrafo responsável pela formação da Geomorfologia Geográfica no Brasil. O presente trabalho, como parte de nossa bolsa de Iniciação Científica (PIBIC/CNPq/UNICAMP), fundamentou-se no trabalho de Vitte (2008), que realizou ampla pesquisa sobre a história da Geomorfologia no Brasil.

2. A contribuição de Aziz Nacib Ab’Saber para a formação da geomorfologia geográfica no Brasil

Segundo Vitte (2008), a Geomorfologia no Brasil desenvolve-se a partir da influência de Emanuel de Martonne e de Pierre Monbeig (ABREU,1994), que acabou favorecendo o desenvolvimento de uma perspectiva metodológica firme para a Geografia. Para Monbeig, a análise geográfica deveria produzir monografias regionais, em que a delimitação regional era dada a partir da relação entre o natural e o social.

Historicamente, este momento coincide com a expansão cafeeira no sudeste do Brasil, particularmente São Paulo, o processo de industrialização e urbanização de São Paulo e a mudança na órbita regional, particularmente entre o nordeste e o sudeste (OLIVEIRA, 1981; CANO, 1990). Ou seja, a Geomorfologia na USP e na antiga Universidade do Brasil desenvolveu-se a

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partir de uma leitura secundária do ciclo davisiano e particularmente na USP, com forte influência do método monbeiguiano, em que também a noção de história e ocupação era importante para delimitar uma região/compartimento.

Em 1958, Ab’Saber chamava a atenção para a enorme produção da Geomorfologia brasileira, fruto da expansão dos cursos de Geografia no Brasil e da interiorização do desenvolvimento econômico do país.

A partir da década de 1950, a Geomorfologia brasileira passará por uma grande ruptura paradigmática, com o surgimento da Teoria da Pediplanação, e, associada a grandes transformações no interior da Geologia, particularmente no que tange à sedimentologia e à estratigrafia, além do surgimento de novas técnicas de representação e de aquisição de informações, ocorrerá uma ruptura paradigmática na Geomorfologia brasileira. (VITTE, 2008).

A década de 1950, sob o ponto de vista político e econômico, é marcada no plano mundial pela intensificação da “Guerra Fria” e pela Revolução Chinesa. No Brasil é a fase de Juscelino Kubitschek de Oliveira (JK) e pela implantação das ideias nacional-desenvolvimentistas, com a construção de Brasília, a indústria automobilística e a abertura de rodovias.

Para as Ciências da Terra, a década de 1950 é declarada a década dos oceanos, em que pesquisadores das Ciências da Terra procuram, por meio do estudo dos sedimentos do fundo oceânico, desvendar os processos continentais. É o momento em que os conhecimentos da sedimentologia e da estratigrafia passam a auxiliar os estudos geomorfológicos. Some-se a este fato a descoberta das variações climáticas da Terra e a possibilidade de associar as evidências destas variações com os sedimentos continentais e, a partir daí, estabelecer uma idade para as formas de relevo. Ainda dos anos 50, temos o uso, ainda que tímido, das fotografias aéreas para as pesquisas geográficas e geomorfológicas, possibilitando uma visão tridimensional das formas e de suas associações em escalas, que associadas aos trabalhos de campo permitiriam construir hipóteses mais condizentes para explicar os fenômenos geomorfológicos em ambiente intertropical. (VITTE, 2008).

É neste contexto cultural que a comunidade brasileira de geomorfólogos entrará em contato com a Teoria da Pediplanação elaborada pelo geólogo sul-africano Lester King (1956), que, segundo Abreu (1982), surgirá a partir da influência do congresso de Chicago de 1936, que foi dedicado à obra de Walter Penck.

O início dos anos 50 até aproximadamente 1957 é marcado por um processo de transformação nas pesquisas geomorfológicas, não propriamente uma ruptura, mas uma fase de transição devido a obstáculos epistemológicos (BACHELARD, 1992), como, por exemplo, os trabalhos de geologia que estavam mais avançados no conhecimento empírico da realidade brasileira que os de


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Geomorfologia, que, guiados por um modelo anacrônico e incompatível com a realidade tropical brasileira, acabavam por não propiciar avanços significativos sobre a gênese do relevo brasileiro.

Durante os primeiros sete anos da década de 50, intensos estudos regionais e com preocupações genéticas serão desenvolvidos por Fernando Flávio Marques de Almeida e Aziz Ab’Saber. Trabalhos esses propiciados por significativos avanços na geologia, pela divulgação no Brasil dos trabalhos realizados pelos franceses na África e principalmente pela influência das reflexões de Lester King e Von Englen, que se realizaram a partir de 1940, logo após o Congresso de Chicago, que discutiu a obra de Walter Penck. (ABREU, 1982).

Um exemplo interessante desse momento da Geomorfologia brasileira é a tese de doutoramento de Aziz Ab’Saber, “Geomorfologia do Sítio Urbano de São Paulo”, defendida em 1957 (AB’SABER, 2007), tese orientada por Aroldo de Azevedo, tendo como um dos membros examinadores Fernando Flávio Marques de Almeida. Essa obra marca uma profunda transição e ao mesmo tempo uma reconstrução do modelo interpretativo do relevo e de sua gênese. (VITTE, 2008).

Não há uma ruptura paradigmática, mas a mudança interpretativa, propiciada por novas fontes bibliográficas, como no caso de Von Englen e principalmente pelos obstáculos que a geologia, particularmente os trabalhos de Ruy Osório de Freitas, chamavam a atenção e passavam a exigir trabalhos analíticos e de profunda correlação entre os elementos da natureza, como o papel da tectônica e das litologias na estruturação da drenagem e na definição do compartimento geomorfológico, no caso a bacia de São Paulo.

Outra influência marcante no trabalho de Aziz é o texto de Fernando Flávio Marques de Almeida, “O Planalto Paulistano”, publicado em 1954 pela AGB no livro “A Cidade de São Paulo” (VITTE, 2008). A tese de doutorado de Aziz é paradigmática, pois nela, além da mudança de concepção sobre a gênese e evolução do relevo, percebe-se claramente um tímido ensaio metodológico que caminhará para o trabalho de Aziz de 1969 (A Geomorfologia a serviço das pesquisas do Quaternário). É um trabalho de Geomorfologia, mas de cunho essencialmente geográfico, visto que as preocupações do autor em construir uma espacialidade do relevo, a bacia de São Paulo, e, de sua gênese altamente complexa, mas preocupado também com as questões históricas voltadas para a construção do espaço, no caso o sítio urbano e, como o relevo influenciou decisivamente a opção da ocupação e a própria valorização imobiliária dos terrenos.

No ano de 1956 realiza-se, no Rio de Janeiro, o Congresso da UGI, em que as discussões internas são intensificadas com as que se desenvolvem nos trabalhos de campo “pós-congresso”, que foram comandados por Jean Tricart,

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Jean Dresch e Ab’Saber. O foco central das discussões foi o da problemática dos materiais nas vertentes, principalmente para os paleopavimentos detríticos e o seu significado paleoambiental e geomorfológico. (VITTE, 2008).

É um trabalho que marca definitivamente o nascimento de um mestre da geografia brasileira, demonstrando claramente a influência de Deffontaines e de Monbeig com a preocupação regional e histórica e, do ponto de vista da Geomorfologia, as influências de Francis Ruellan, Von Englen, Jean Dresch e Tricart.

No ano de 1964, João José Bigarella, engenheiro químico de formação e discípulo de Reinard Maack por opção e paixão, publicará um trabalho, “Variações Climáticas no Quaternário e suas Implicações no Revestimento Florístico do Paraná” (Bol. Paranaense de Geografia, n.10 a 15, 1964), que será um marco referencial muito importante para os estudos cronogeomorfológicos e, pela primeira vez no Brasil, será demonstrada a validade da teoria da biostasia e da resistasia para explicar a evolução do relevo brasileiro. (VITTE, 2008).

Nesse momento, Aziz trabalha na USP como assistente do professor Aroldo de Azevedo na cadeira de Geografia do Brasil, ao mesmo tempo em que o professor Kullmann leciona biogeografia para os alunos de Geografia e detalha hipoteticamente os mecanismos que poderiam explicar as diferenças fitogeográficas no território brasileiro. Esse é o momento em que será estruturada, sob o ponto de vista da Geomorfologia, a Teoria dos Refúgios e Redutos Florestais por Aziz em 1979, e ao mesmo tempo, a criação dos domínios morfoclimáticos do Brasil (AB’SABER, 1967), a partir de uma associação entre as formulações de Tricart e de Cholley com a sua noção de sistemas de erosão, mais as reflexões de Kullmann, Monbeig e Aroldo de Azevedo. (VITTE, 2008). A Teoria dos Refúgios Florestais representa uma imensa revolução da Geomorfologia brasileira em contexto mundial, uma vez que Aziz imprime em sua elaboração como sendo condição sine qua non para compreendermos, de um lado, a complexidade do tecido biogeográfico brasileiro e, de outro, a própria especificidade dos ditos refúgios.

A partir da Teoria dos Refúgios Florestais, a Geomorfologia climática é dinamizada. Agora torna-se possível especificar as relações entre as variações do Wurm-Winsconsin, por exemplo, com a distribuição do tecido florestal, a existência e a persistência de formas de relevo e depósitos correlativos em ambientes morfoclimáticos distintos ou mesmo contrastantes com as condições atuais. (VITTE, 2008).

Estava constituída assim, uma das maiores revoluções na Geomorfologia climática mundial, da qual farão parte Aziz Ab’Saber, João José Bigarella e Maria Regina Mousinho, que em muitas ocasiões trabalharão conjuntamente, formando a estrutura política e científica que garantirá a manutenção do paradigma climático na interpretação do relevo brasileiro. (VITTE, 2008).


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Assim, em função das especializações da Geologia, das novas técnicas e o cimento teórico-metodológico que foi a Teoria da Pediplanação e a Teoria da Bio-Resistasia, os geógrafos-geomorfólogos foram despertados para o estudo dos materiais superficiais e principalmente para o possível papel das “Stones-lines” e cascalheiras enquanto registro das mudanças climáticas no Brasil. (AB’SABER, 1962). No final dos anos de 1960 a Geomorfologia brasileira presencia duas grandes revoluções. Primeiramente, com Ab’Saber, que, fruto de uma longa reflexão e muita experiência em campo, que já começara durante a sua tese de doutoramento em 1957, irá publicar em 1969 o clássico trabalho “Um Conceito de Geomorfologia a Serviço das Pesquisas sobre o Quaternário”, um trabalho de cunho metodológico e que exerce influência nas pesquisas geomorfológicas até os dias atuais. (VITTE, 2008).

No trabalho de 1969, Ab’Saber apresenta a sua concepção de Geomorfologia, que para Abreu (1982) é um marco teórico e metodológico nos trabalhos de Geomorfologia e, ao mesmo tempo, em que coloca Ab’Saber como sendo aquele que incorpora e desenvolve as proposições da linhagem epistemológica germânica. (ABREU, 1982).

Para Ab’Saber (1969), a análise geomorfológica deve estar centrada no Quaternário. Esta análise envolve três etapas, sendo o relevo o produto de uma interação complexa que é tecida pelas forças endogenéticas e exogenéticas. Assim, em um trabalho de Geomorfologia, devemos considerar como primeiro nível de análise a “compartimentação topográfica”, que envolve não apenas a análise da topografia, mas principalmente a influência da geologia e da estrutura nesta compartimentação, que é regionalmente definida pelos remanescentes de aplainamentos.

No segundo nível de análise, o geomorfólogo deve considerar a “estrutura superficial da paisagem”, que corresponde aos solos, mas principalmente aos colúvios, às rampas coluviais e, neste caso, a possibilidade de cascalheiras e “Stones-lines” não apenas no contato rocha-colúvio, mas inclusive com linhas embutidas no pacote coluvial. As análises físicas, químicas, micromorfológicas, permitem a dedução dos processos e a qualidade dos mesmos que atuaram na destruição ou mesmo no reafeiçoamento das formas pretéritas. (VITTE, 2008).

A correlação dos dois primeiros níveis permite já o estabelecimento de uma compartimentação das formas geneticamente homogêneas, com grande utilidade no planejamento ambiental.

O terceiro nível de análise de Ab’Saber (1969) é a “fisiologia da paisagem”, compreendida pelo autor como sendo a expressão do funcionamento atual da geoesfera. No caso, corresponde aos processos atuais que atuam no modelamento das formas.

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Com esta proposição metodológica, Ab’Saber (1969) desprende-se dos problemas advindos com a adoção da taxonomia das formas de relevo, como as propostas por Tricart (1965). Agora, as formas são produto dos processos passados e dos atuais, em um quadro em que participam tanto a geologia quanto as forças climáticas e paleoclimáticas. (VITTE, 2008).

Apesar de poucos questionamentos ao modelo de Aziz e Bigarella, a década de 1960 foi fundamental para se construir um verdadeiro paradigma na Geomorfologia brasileira. Pois, montou-se uma estrutura teórica, metodológica e interpretativa do relevo e de seus processos, construindo, juntamente, uma verdadeira Geomorfologia geográfica. Onde a grande marca do modelo é o artigo de 1969 de Aziz, “A Geomorfologia a serviço das pesquisas do Quaternário”, que até hoje (2008) exerce forte poder nas pesquisas geomorfológicas do Brasil e nada mais foi construído em termos teóricos e metodológicos para se buscar análises mais precisas e profundas sobre a gênese do relevo brasileiro. (VITTE, 2008).

Talvez aí esteja um dos maiores problemas da Geomorfologia geográfica brasileira, pois esse modelo e esse método desenvolvido exerceram tamanho poder por gerações de geógrafos-geomorfólogos, ao longo do tempo, que a própria criatividade científica, por parte da Geografia, tenha sido afetada, a tal ponto que hoje estamos com enorme dificuldade de manter a Geomorfologia na Geografia e desenvolver modelagens mais apropriadas ao atual estágio de desenvolvimento científico do Brasil.

Você deve estar pensando que não é fácil estudar Geomorfologia, já que a formação e a alteração das formas de relevo estão sujeitas a muitos fatores diferentes. As dificuldades existiam, principalmente porque os pesquisadores se utilizavam de teorias científicas conhecidas na época, como a teoria mecanicista ou reducionista, formulada em meados do século XVII, que estuda os elementos da natureza de forma isolada. Por esta razão, muitos pesquisadores desta ciência passaram a se utilizar de teorias científicas mais recentes, entre elas a Teoria Geral de Sistemas, que analisa as partes não como algo fechado, mas como um sistema aberto, interagindo com muitos outros.

NOTA

3 ESTRUTURA GEOLÓGICA DO RELEVO BRASILEIRO

O território brasileiro possui altitudes modestas, contrastando com as altitudes de até 6.962 metros da Cordilheira dos Andes.

A razão destas diferenças ou contrastes está na origem da formação destes relevos.


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Podemos dividir genericamente a estrutura geológica planetária continental da seguinte forma:

• Escudos cristalinos ou núcleos cratônicos.• Bacias sedimentares.• Terrenos vulcânicos. • Dobramentos modernos.

O Brasil está inserido na plataforma continental sul-americana, que por

sua vez fazia parte, há 200 milhões de anos, do mega-continente de Gondwana, unindo todas as terras emersas do Hemisfério Sul.

Pelo fato de nosso país estar localizado no centro da plataforma sul-americana, ou seja, distante das bordas onde existem as zonas de instabilidade geológica, não há em território brasileiro os dobramentos modernos, formados a partir do choque de placas tectônicas que deram origem às grandes cordilheiras.

Portanto, o território brasileiro é formado por escudos cristalinos (36%), bacias sedimentares (64%) e terrenos vulcânicos (8%); entretanto, a percentagem de terrenos vulcânicos não deve ser somada aos demais, tendo em vista que o derrame de lava ocorrido no Brasil cobriu áreas de relevo sedimentar muito antigo.

Importante salientar que a maior parte da estrutura geológica brasileira é muito antiga; entretanto, as formas do relevo, em função do constante desgaste que sofre pela ação dos agentes internos e externos, são recentes.

Da mesma forma como podemos classificar de analfabeta uma pessoa que desconhece o alfabeto utilizado para construir a escrita do seu próprio idioma, podemos qualificar como um “analfabeto” geográfico alguém que observa uma paisagem e não identifica o tipo de vegetação, clima, relevo, geologia da região observada, agentes que contribuíram para a formação daquela paisagem. Portanto, compreender as formas de relevo, sua origem e classificação é um processo de “alfabetização” da paisagem.

ATENCAO

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3.1 ESCUDOS CRISTALINOS OU NÚCLEOS CRATÔNICOS

O Brasil possui 36% de seu território formado por estruturas geológicas muito antigas, ou seja, os chamados escudos cristalinos, originados no Pré-Cambriano (figura a seguir); sendo que 34% tiveram origem na era Arqueozoica, com idade de mais de 3 bilhões de anos, onde a existência de minerais para exploração economicamente viável é pequena.

Entretanto, em 4% do território brasileiro há escudos datados do Proterozoico, onde é comum a existência de minérios como o ferro, a bauxita, manganês, ouro, cassiterita, entre outros minerais metálicos.

FONTE: Disponível em: <https://www.cprm.gov.br/publique/media/gestao_territorial/geoparques/litoral/img/figura1.jpg>. Acesso em: 31 ago. 2018.

FIGURA 78 – AS ERAS GEOLÓGICAS NO BRASIL

Os escudos cristalinos são divididos em:

• Escudo das Guianas – localizado ao norte da planície amazônica.

• Escudo brasileiro – localizado ao sul da planície amazônica, que por sua vez divide-se em: Sul-Amazônico, Atlântico, Araguaia-Tocantins, Sul-Rio-Grandense, Gurupi e Bolívio-Mato-Grossense.


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3.2 BACIAS SEDIMENTARES

Formadas por depressões no relevo que ao longo de milhões de anos foram preenchidas por sedimentos, as bacias sedimentares escondem enorme riqueza de informações do passado da Terra, especialmente com respeito à flora, fauna, clima, origem dos sedimentos existentes em cada época etc.

O acúmulo de sedimentos com aumento de pressão e temperatura promoveu a compactação dos sedimentos e a formação das rochas sedimentares. Entre estes sedimentos formaram-se acúmulos de restos orgânicos que, após milhões de anos, originaram os depósitos de petróleo em fundos de mares ou antigos fundos de mares, e carvão mineral, originados em antigos fundos de lagos, pântanos etc.

Portanto, minerais de origem orgânica como carvão e petróleo estão associados às rochas sedimentares.

Desde tempos geológicos muito antigos, não existiram, em território

brasileiro, movimentos tectônicos importantes. A prova está na disposição praticamente horizontal das camadas de sedimentos formados ao longo de milhões de anos.

Em função da ação de agentes externos e internos, o relevo terrestre está em constante mudança; entretanto, nas bacias sedimentares estas mudanças são mais acentuadas devido à ação das chuvas e, principalmente, dos rios.

As bacias sedimentares no Brasil ocupam 64% do território, ou seja, aproximadamente 5,5 milhões de km².

Segundo Jurandyr Ross (2005), bacias sedimentares como a do Pantanal Mato-grossense, parte ocidental da bacia amazônica e trechos do litoral nordeste e sul tiverem origem mais recente geologicamente falando, ou seja, no terciário e quaternário (Era cenozoica), com idade a partir de 63 milhões de anos. Já as grandes bacias sedimentares vão do Paleozoico (600 milhões de anos) ao Mesozoico, cerca de 230 milhões de anos.

As principais bacias sedimentares do Brasil são: Amazônica; Meio Norte; Paraná, do Pantanal Mato-Grossense, do São Francisco ou Sanfranciscana e a litorânea; além de bacias secundárias e menores.

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3.3 TERRENOS VULCÂNICOS

4 AS CLASSIFICAÇÕES DO RELEVO BRASILEIRO

A maior ocorrência de agentes internos em território brasileiro, com ruptura da crosta terrestre, ocorreu no final da era Mesozoica, quando movimentos tectônicos provocaram a abertura de fendas na região que hoje conhecemos como Araxá e Poços de Caldas/MG, provocando gigantescos derrames de lava vulcânica, conhecidos como derrame de Trapp, cobrindo de basalto (rocha resultante da solidificação da lava vulcânica) grandes áreas que se estendem desde o sul de Minas Gerais, porções ocidentais dos Estados de São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul, atingindo áreas do Paraguai e Argentina. Estes derrames de basalto deram origem ao solo fértil conhecido por terra roxa.

Para compreendermos a classificação do relevo brasileiro feita pelos três mais importantes autores, é necessário termos clareza a respeito dos conceitos que os mesmos utilizam.

Independente da maneira como classificaram o relevo, todos utilizam os conceitos de planalto, planície e depressões.

Portanto, antes de conhecermos as classificações dos autores, vamos compreender o que significa cada uma destas formas de relevo.

• Planalto – são formados pelas áreas onde a erosão e desgaste do relevo é maior

do que o processo de acúmulo de sedimentos.

• Planícies – partes da superfície terrestre em que o acúmulo de sedimentos é maior do que a erosão, o que favoreceu a formação de relevos planos ou com poucas ondulações.

• Depressões: Absolutas: são aquelas que estão abaixo do nível do mar. No Brasil não existem

depressões absolutas. No mundo um bom exemplo é o Mar Morto, que encontra-se na atualidade com 417 metros abaixo do nível do Mar Mediterrâneo.

Relativas: correspondem às áreas de relevo rebaixadas em relação ao seu entorno, onde os processos erosivos superam a sedimentação.


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4.1 CLASSIFICAÇÃO DE AROLDO DE AZEVEDO

Acompanhe através da classificação de três diferentes autores, em épocas diferentes, a evolução do conhecimento do relevo brasileiro através da história. Mais do que estudar a classificação de relevo, é mergulhar no passado e colocar-se no lugar do pesquisador e perceber os recursos com que contava para realizar sua pesquisa e os critérios que utilizou para fazer a sua classificação.Bom estudo.

ATENCAO

Esta classificação realizada pelo prof. Haroldo Azevedo (figura a seguir) é a mais antiga (1940) e a mais genérica, estabelecendo apenas duas classificações, ou seja, planalto e planície.

Para diferenciar estas duas formas de relevo este se baseou na altitude. Assim sendo, as terras até 200 metros de altitude foram classificadas como planície e aquelas acima disto foram classificadas como planalto.

Seguindo este critério, a classificação do relevo brasileiro, segundo este autor, ficou da seguinte forma:

PLANALTOS: das Guianas e Brasileiro: subdividido em: Planalto Central; Planalto Atlântico e Planalto Meridional

PLANÍCIES: Planície amazônica; Planície do Pantanal; Planície costeira;

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FONTE: Disponível em: <http://3.bp.blogspot.com/_hGJz9rvNVgc/SYpDafrVQhI/AAAAAAAAADw/5lObHU9LIZ8/s400/Arldo+de+Azevedo+relevo.gif>. Acesso em: 17 jun. 2010.

FIGURA 79 – MAPA DO RELEVO: CLASSIFICAÇÃO DE AROLDO DE AZEVEDO

4.2 CLASSIFICAÇÃO DE AZIZ AB’SABER

É de autoria do Prof. Aziz Ab’Saber a classificação de relevo em planalto e planície, baseado nos processos de sedimentação e erosão.

Diferente do Prof. Aroldo de Azevedo, que usou critérios altimétricos para classificar o relevo, o Prof. Aziz utilizou critérios morfoclimáticos, ou seja, a alteração das formas de relevo pela ação climática. Desta forma, a classificação deste autor fica assim definida (figura a seguir):

PLANALTOS: - das Guianas e Brasileiro: Subdividido em: - Central- Meridional- Nordestino- Serras e planaltos do leste e Sudeste- Maranhão-Piauí- Uruguaio-Rio-Grandense


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PLANÍCIES:- Planícies e terras baixas amazônicas- Planícies e terras baixas costeiras- Planície do Pantanal

FONTE: Disponível em: <http://geologiabr.files.wordpress.com/2009/09/mapa-aziz.jpg>. Acesso em: 18 jun. 2010.

FIGURA 80 – MAPA DO RELEVO: CLASSIFICAÇÃO DE AZIZ AB’SÁBER

4.3 CLASSIFICAÇÃO DE JURANDYR ROSS

Em 1989, o Prof. do Departamento de Geografia da Universidade de São Paulo, Jurandyr Ross, propôs uma nova classificação, onde são consideradas três formas de relevos principais, que são: planaltos, planícies e depressões.

Esta nova divisão do relevo, mais detalhada, foi possível devido ao

desenvolvimento de modernas técnicas de cartografia e, principalmente, à utilização das imagens de satélites, possibilitando a obtenção de características detalhadas da estrutura geológica, tipos de solos, relevo, vegetação, hidrografia do território brasileiro.

Esta nova divisão do relevo apresentada pelo Prof. Jurandyr fundamentou-se em três princípios, que são:

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• Morfoestrutural – relativo à estrutura geológica

• Morfoclimático – relativo às formas do relevo e o clima

• Morfoescultural - diz respeito à modelação do relevo pela ação dos agentes externos como chuva, vento, temperatura etc.

Seguindo estes princípios, o Prof. Jurandyr Ross classificou o relevo brasileiro em 28 unidades, sendo 11 planaltos, seis planícies e 11 depressões, conforme descrição detalhada abaixo:

PLANALTOS:

Para Jurandyr Ross (2003), os planaltos cobrem a maior parte do território brasileiro e são formados por rochas que resistiram à erosão, por esta razão são chamados de formas residuais.

Cabe chamar a atenção para o fato de que esta classificação subdivide os planaltos em quatro subgrupos, de acordo com a sua origem:

Planaltos em Bacias Sedimentares: são aqueles planaltos delimitados por depressões periféricas, formados por rocha sedimentar. Fazem parte deste grupo o planalto da Amazônia oriental e os planaltos e chapadas do Paraná e da bacia do Parnaíba.

Planaltos em intrusões e coberturas residuais da plataforma: Também chamados de escudos, estes planaltos constituem as formações mais antigas, ou seja, na era Pré-Cambriana. Grande parte de suas áreas está coberta por rochas sedimentares. Como exemplo, podemos citar: os planaltos residuais Norte Amazônico.

Planaltos em Núcleos Cristalinos Arqueados: consistem em planaltos

distantes uns dos outros, porém possuem em comum as formas arredondadas. Exemplo deste grupo é o planalto da Borborema, localizado na parte oriental dos estados do Nordeste.

Planaltos dos Cinturões Orogênicos: foram formados através da erosão sobre os dobramentos antigos existentes em território brasileiro, ocorridos na Era Pré-Cambriana. Os melhores exemplos deste grupo são: as serras do Mar, da Mantiqueira e do Espinhaço.

PLANÍCIE

As planícies foram formadas a partir do terciário e quaternário, por esta razão sua sedimentação é recente.


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Em relação às classificações anteriores, as áreas de planícies foram reduzidas. A razão é que parte do que era classificado pelos demais autores como planície, na visão do Prof. Jurandyr passou a ser depressão periférica.

As seis planícies existentes foram classificadas em dois subgrupos, que são:

Planícies Costeiras: localizadas ao longo do litoral brasileiro.

Planícies Continentais: na Amazônia, apenas aquelas localizadas às margens dos rios são consideradas planícies. Outro exemplo é a planície do Pantanal.

DEPRESSÕES

Consistem nas formas de relevo cuja altitude é inferior ao seu entorno, aparecendo escarpas quase verticais nas áreas de contato com os planaltos. A razão para o surgimento destas diferenças altimétricas que dão origem às depressões está na diferença dos tipos de rochas. Assim, as rochas menos resistentes à erosão deram origem às depressões, e as rochas mais resistentes formaram os planaltos.

O Prof. Jurandyr Ross identificou a existência de 11 depressões em território brasileiro, formando três grupos:

Depressões periféricas: aparecem nas áreas de contato entre as rochas sedimentares cristalinas, como é o caso da depressão periférica Sul-Rio-Grandense.

Depressões interplanálticas: são formadas pelas áreas mais baixas existentes entre os planaltos. Como exemplo, temos a depressão do São Francisco e a depressão Sertaneja.

Depressões marginais: Um bom exemplo é a depressão Sul-Amazônica, que foi esculpida em rocha cristalina, limitando as bordas das bacias sedimentares.

Identifique no mapa a seguir (figura a seguir) os 11 planaltos, 11 depressões e seis planícies identificados pelo Prof. Jurandyr Ross, que aparecem devidamente numerados.

PLANALTOS

1. Planalto da Amazônia Oriental.2. Planalto e Chapada da Bacia do Parnaíba.3. Planalto e Chapada da Bacia do Paraná.4. Planalto e Chapada dos Pareceis.5. Planaltos Residuais Norte-Amazônico.6. Planaltos Residuais Sul-Amazônico.7. Planaltos e Serra do Atlântico-Leste-Sudeste.

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8. Planaltos e Serras de Goiás-Minas.9. Serras Residuais do Alto Paraguai.10. Planalto da Borborema.11. Planalto Sul-Rio-Grandense.

DEPRESSÕES

12. Depressão da Amazônia Ocidental.13. Depressão Marginal Norte-Amazônica.14. Depressão Marginal Sul-Amazônica.15. Depressão do Araguaia.16. Depressão Cuiabana.17. Depressão do Alto Paraguai-Guaporé.18. Depressão do Miranda.19. Depressão Sertaneja e do São Francisco.20. Depressão do Tocantins.21. Depressão Periférica da Borda Leste da Bacia do Paraná.22. Depressão Periférica Sul-Rio-Grandense.

PLANÍCIES

23. Planície do Rio Amazonas.24. Planície do Rio Araguaia.25. Planície e Pantanal do Rio Guaporé.26. Planície e Pantanal-Mato-Grossense.27. Planície da Lagoa dos Patos e Mirim.28. Planícies e Tabuleiros Litorâneos.


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FONTE: Disponível em: <http://3.bp.blogspot.com/-d4SzzmMzZe4/TcbjWVnHdWI/AAAAAAAAAxg/seDBrRQJUxQ/s1600/Mapa+de+Relevo+Jurandyr+Ross.jpg>. Acesso em: 31 ago. 2018.

FIGURA 81 – MAPA DO RELEVO: CLASSIFICAÇÃO DE JURANDYR ROSS

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Podemos concluir que a classificação do relevo brasileiro, segundo os autores citados, é também resultado da evolução das técnicas de estudo e mapeamento do território brasileiro. Não há dúvida de que as imagens de satélites e as técnicas de geoprocessamento, bem como a riqueza de detalhes de informações obtidas do solo, rocha e relevo, permitiram ao Prof. Jurandyr detalhar melhor as unidades do relevo do país, incluindo aí as depressões, não mencionadas pelos autores que o precederam.

5 HIPSOMETRIA DO BRASIL

Ao analisarmos o mapa do relevo abaixo, cuja hipsometria está representada em cores, comprova-se o que afirmamos no início deste tópico, ou seja, o território brasileiro possui altitudes modestas.

FONTE: Disponível em: <http://pt.wikipedia.org/wiki/Ficheiro:Brazil_topo.jpg>. Acesso em: 17 jun. 2010.

FIGURA 82 – MAPA DO RELEVO BRASILEIRO


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A maior altitude não chega a três mil metros, como é o caso do Pico da Neblina, com 2.993,70 metros acima do nível do mar, localizado no município de São Gabriel (AM), na Serra do Imeri, fronteira do Brasil com a Venezuela.

Dados antigos forneciam uma altitude de 3.014 metros, entretanto, técnicas mais modernas, como GPS, forçam um dado mais realista.

Na sequência, temos o Pico 31 de Março, com 2.972,66 metros, localizado no mesmo Parque Nacional do Pico da Neblina, na divisa com a Venezuela.

O terceiro maior pico do Brasil é o Pico Bandeira, com 2.891,98 metros,

situado no Parque Nacional da Serra do Caparaó, entre os Estados do Espírito Santo e Minas Gerais.

Em quarto lugar está o Pico do Calçado, com 2.849 metros de altitude, também localizado no Parque Nacional da Serra do Caparaó, divisa entre os Estados do Espírito Santo e Minas Gerais.

A Pedra da Mina, localizada na Serra da Mantiqueira, Estado de São Paulo, é o quinto de maior altitude, com 2.798,36 metros acima do nível do mar.

Podemos destacar ainda os seguintes picos:

Pico das Agulhas Negras, com 2.792,66, localizado na Serra da Mantiqueira, divisa entre SP/MG/RJ.

Pico do Cristal, sétima maior montanha do Brasil, com 2.769,76 metros, localizado no Parque Nacional do Caparaó.

O Monte Roraima aparece em oitavo lugar, com 2.734,06 metros. Está localizado na Serra de Pacaraima, Estado de Roraima, no extremo norte do país.

Com altitudes modestas, ausência de desertos, geleiras eternas, cordilheiras, vulcões e áreas sujeitas a terrenos, não existem em território brasileiro áreas anecúmenas, ou seja, onde é impossível ao homem viver.

Ao contrário, em sua maior parte as terras são agriculturáveis, com solos férteis ou passíveis de recuperação, o que tem contribuído para o avanço da devastação sobre os domínios morfoclimáticos brasileiros, tornando difícil a preservação de ecossistemas importantes, como a Floresta Amazônica, Mata Atlântica, Pantanal Mato-grossense, Cerrado, além de ecossistemas menores, cuja única forma de preservação tem sido através da criação de Zonas de Preservação, sejam estes municipais, estaduais, federais ou particulares.

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PERSPECTIVAS DA GEOMORFOLOGIA

A melhor compreensão do significado das formas e processos geomorfológicos é, na verdade, uma diretriz que sempre será perseguida. Pelos vários caminhos em que se subdivide a Geomorfologia deverão continuar surgindo contribuições que ampliarão o nível do conhecimento atual, como vem ocorrendo ao longo da história. Subdivisões nascidas por diferentes critérios existem e formam conteúdos que retratam as suas especificidades, seguindo, entretanto, a mesma diretriz comum a todas: Geomorfologia Estrutural; Geomorfologia Climática; Geomorfologia Costeira; Geomorfologia Continental; Geomorfologia Regional; Geomorfologia Aplicada; Geomorfologia Dinâmica ou Funcional, ou dos Processos (fluviais, eólicos, costeiros, glaciais, cársticos, de meteoração e das vertentes) e Geomorfologia do Quaternário.

Atualmente, novas subdivisões podem ser cogitadas e fundamentadas, como, por exemplo, Geomorfologia Antrópica – destacando a ação do homem; Geomorfologia Urbana – destacando a ação dos processos sobre um ambiente artificial; Geomorfologia Submarina – para as áreas cobertas pelos mares e oceanos; Geomorfologia Ecológica – interações de processos e formas com os componentes dos ecossistemas; Geomorfologia Planetária – viabilizada pelo uso do sensoriamento remoto, envolvendo estudos da superfície da Terra, Lua e planetas (VITEK & RITTER – 1989); ETC.

Na formação do geomorfólogo está havendo cada vez mais a necessidade de aprendizado da Física, Química, Matemática, Estatística e Computação. A existência de um leque amplo de temáticas de interesse da Geomorfologia deve conduzi-lo a obter conhecimentos básicos, oriundos de diferentes disciplinas.

Como vem ocorrendo em todas as áreas, estimular a cooperação interdisciplinar é fundamental para aprimorar e fazer avançar o seu conhecimento na interpretação dos processos e formas de relevo.

Em seu trabalho, novas ferramentas são disponíveis e apresentam aprimoramentos constantes. Os sistemas de tratamento digital de imagens de satélite oferecem novos recursos para a observação do relevo, implementação de classificações, acompanhamento, ao longo do tempo, de modificações das características de uma área e maior precisão, a partir do aumento do nível de resolução das imagens. Os sistemas geográficos de informações permitem armazenar e manusear, de diferentes modos, grande quantidade de informações, aferidas as suas posições geográficas, e recuperá-las, principalmente, sob a forma de mapas diversos, com níveis cada vez maiores. Computadores apresentam recursos de uso dos mais avançados. Instrumentos e equipamentos para trabalhos de campo e laboratório são construídos para melhor atender


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necessidades diversas, apresentando alta sensibilidade e precisão. A expansão das telecomunicações permite a construção de redes para internet com intercâmbio de dados e informações.

Os recursos disponíveis favorecem a implementação e o aprimoramento de vários métodos de trabalho. No campo experimental, áreas são instrumentalizadas, possibilitando acompanhar a atuação dos processos que ali ocorrem ou que são simulados, como, por exemplo, a chuva. Os trabalhos de mapeamento, realizados com base em levantamento de campo, passaram a contar com instrumentos de fácil manejo, que permitem a localização precisa de pontos na superfície terrestre. Dados ambientais e informações podem ser obtidos em tempo real. Valorizam-se simulações produzidas em modelos de escala ou matematicamente. Os trabalhos de modelagem geomorfológica ganham corpo em diversas direções.

Embora exista uma multiplicidade de novos recursos, é importante salientar a necessidade de evoluir também sob o ponto de vista teórico. Até este momento, com as novas concepções teóricas, a Geomorfologia ainda não ultrapassou algumas barreiras que lhe trazem dificuldades. Isso, porém, não deve ser definido a priori como defeito ou virtude. Não há um critério que, por si só, promova a classificação de todos os fatos geomorfológicos, estabelecendo categorias hierarquizadas em diferentes escalas espaciais e temporais, de modo satisfatório. Disso resultam, por exemplo, problemas com o mapeamento geomorfológico, que é um dos principais resultados de seu trabalho. Não há também, como assinala Ross (1990), “uma sistemática única de trabalho”. Várias são as metodologias para o desenvolvimento das pesquisas, sendo possível reconhecer nelas as influências das principais escolas, de origem: alemã, americana, francesa e inglesa.

Questões teóricas que norteiam a evolução das ciências também se fazem presentes na Geomorfologia. Muitas influências ocorreram, tais como: deterministas, uniformistas, catastrofistas, possibilistas e historicistas. As discussões entre o valor dos enfoques ideográfico e nomotético remetem à importância do geral e do particular na pesquisa, e ressaltaram dicotomias. No futuro, novas questões deverão surgir.

FONTE: MARQUES, J. S. Ciência Geomorfológica. In: GUERRA, A. J. T.; CUNHA, S. B. Geomorfologia: uma atualização de bases e conceitos. 6ª ed. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 2005.

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RESUMO DO TÓPICO 3


• A Geomorfologia surgiu através do estudo de geólogos e geógrafos, entretanto não é um campo de estudo exclusivo destes profissionais.

• Os conhecimentos geomorfológicos só ganharam importância com o aumento da relevância das questões ambientais, principalmente no que diz respeito à análise ambiental.

• Destacamos os vários trabalhos de Aziz Ab’Sáber e sua grande contribuição à Geografia e especialmente à Geomorfologia, por ser considerado, entre geógrafos e profissionais da ciência de áreas afins, como uma verdadeira genialidade.

• Acompanhamos a evolução do conhecimento geomorfológico dentro e fora da Geografia, desde o início do Século XX até a atualidade.

• O projeto Radar da Amazônia (RADAM), posteriormente expandido para todo o país como projeto RADAMBRASIL, foi, sem dúvida, em nível mundial, um dos maiores já realizados de levantamento de recursos naturais que incluía os temas Geologia, Geomorfologia, solos, vegetação e uso potencial do solo.

• Segundo o artigo: A História da Geomorfologia no Brasil, Gregory (2000) afirma que a Geomorfologia geográfica está descaracterizada na Geografia Física, pois a maior produção de Geomorfologia está acontecendo nas ciências naturais e multidisciplinares. E esse atraso, segundo Gregory (1992, 2002), ocorre em função do forte impacto do pragmatismo na Geomorfologia, sendo que não há razão para não refletirmos sobre os conceitos e as práticas da Geografia Física e, em particular, pela Geomorfologia.

• Ainda segundo o artigo acima citado, apesar de poucos questionamentos ao modelo de Aziz e Bigarella, a década de 1960 foi fundamental para se construir um verdadeiro paradigma na Geomorfologia brasileira. Pois, montou-se uma estrutura teórica, metodológica e interpretativa do relevo e de seus processos, construindo, juntamente, uma verdadeira Geomorfologia geográfica. Onde a grande marca do modelo é o artigo de 1969 de Aziz, “A Geomorfologia a serviço das pesquisas do quaternário”, que até hoje (2008) exerce forte poder nas pesquisas geomorfológicas do Brasil e nada mais foi construído em termos teóricos e metodológicos para se buscar análises mais precisas e profundas sobre a gênese do relevo brasileiro. (VITTE, 2008).

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• Entre os tipos de estrutura geológica do relevo no Brasil, existem apenas escudos cristalinos (36%), bacias sedimentares (64%) e uma área coberta de lava vulcânica, chamada de derrame de Trapp, originando o basalto, rocha que após o processo de intemperismo formou um solo fértil chamado de terra roxa.

• O território brasileiro não está na borda de uma placa tectônica, por esta razão não existem, em nosso país, os dobramentos modernos que deram origem às cordilheiras, como os Andes, na América do Sul. Por esta mesma razão, não existem também vulcões e terremotos.

• O Brasil possui 36% do seu território formados por escudos cristalinos, sendo

que 34% se formaram na Era Arqueozoica, onde praticamente não existem minerais para exploração economicamente viável.

• Em 4% do território, formados na Era Proterozoica, há a presença de ferro, manganês, bauxita, ouro etc.

• As bacias sedimentares no Brasil ocupam 64% do território, ou seja, aproximadamente 5,5 milhões de km².

• As bacias sedimentares mais recentes são datadas de 60 milhões de anos, já as mais antigas têm datação de até 600 milhões de anos.

• O derrame de Trapp, maior derrame basáltico do mundo, cobre 8% da bacia sedimentar do Paraná e outras bacias menores. Este valor não deve ser somado aos demais, uma vez que há superposição de camadas geológicas com datas diferentes.

• Aprendemos, através da classificação do relevo por Aroldo Azevedo, Aziz Ab’Sáber e Jurandyr Ross, como ocorreu a evolução sobre o conhecimento do relevo brasileiro, bem como as técnicas para obtenção dos dados geográficos necessários para fazer uma classificação adequada.

• Aroldo de Azevedo e Aziz Ab’Sáber não incluíram em sua classificação a forma de relevo chamada de depressão. Este conceito foi introduzido pelo Prof. Jurandyr Ross.

• A maior parte do território brasileiro, ou seja, 85%, está em altitude que varia entre 0 a 600 metros.

• A maior altitude do Brasil está no Pico da Neblina, com 2.993,70 metros acima do nível do mar, localizado no município de São Gabriel (AM), na Serra do Imeri, fronteira do Brasil com a Venezuela.

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1 Faça um resumo sobre a evolução do conhecimento geomorfológico no Brasil, identificando os principais autores, suas ideias e contribuições para o avanço da Geomorfologia.

2 Identifique no Artigo: “História da Geomorfologia no Brasil” qual foi a contribuição de Aziz Ab’Saber para a Geografia e Geomorfologia e escreva um resumo através de tópicos.

3 Faça uma análise das três classificações de relevo brasileiro, apresentadas respectivamente por Aroldo de Azevedo, Aziz Ab’Saber e Jurandyr Ross e aponte as diferenças, os critérios empregados e técnicas utilizadas para a classificação adotada, bem como a evolução que ocorreu.

4 Que tipo de rocha do território brasileiro está associado ao surgimento de minérios como ferro, manganês e bauxita?

5 Quais minérios estão associados às rochas sedimentares?

6 Qual a importância das florestas para a preservação da vida?

AUTOATIVIDADE

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UNIDADE 3

TERRITÓRIOS BIOGEOGRÁFICOS, BIOMAS E A AÇÃO DO HOMEM


PLANO DE ESTUDOS

A partir desta unidade, você será capaz de:

• compreender o que são territórios ou reinos biogeográficos;

• conhecer e aprender a localizar os diferentes tipos de biomas existentes no planeta;

• entender o que são paisagens fitogeográficas do reino neotropical e os do-mínios morfoclimáticos brasileiros.

Esta unidade está organizada em dois tópicos e em cada um deles você en-contrará atividades para uma maior compreensão das informações apresen-tadas.

TÓPICO 1 – OS REINOS BIOGEOGRÁFICOS E OS BIOMAS

TÓPICO 2 – AS PAISAGENS FITOGEOGRÁFICAS DO REINO NEOTROPICAL

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TÓPICO 1

OS REINOS BIOGEOGRÁFICOS E

OS BIOMAS

UNIDADE 3

1 INTRODUÇÃOOs seres vivos se movimentam e se distribuem na biosfera. Os padrões

de distribuição não são aleatórios, mas dependem de vários fatores abióticos e bióticos, que interagem atualmente ou que interagiram no passado, para constituir conjuntos de hábitats. Por causa dessas interações, esses conjuntos podem apresentar certas correspondências nos limites territoriais de distribuição dos seres vivos. Em outras palavras, podemos dizer que pode existir coincidência no limite de distribuição dos hábitats, o que é indicado pelo nível de endemicidade dos seres vivos, que se dá em diversas categorias ou níveis taxonômicos: ordem, família, gênero e espécie.

Isso permite a identificação de territórios de distribuição exclusiva de determinados grupos da flora e da fauna, denominados territórios biogeográficos ou biorreinos. Eles se distribuem hierarquicamente, conforme o nível de endemicidade que está relacionado ao nível taxonômico.

2 TERRITÓRIOS BIOGEOGRÁFICOS

Os territórios biogeográficos possuem extensões continentais e se distinguem pelo número elevado de endemismos, geralmente em nível de ordens e de famílias. Os reinos subdividem-se em Regiões Biogeográficas, com endemismos ao nível de subfamílias e de gêneros. Por sua vez, as regiões biogeográficas subdividem-se em Domínios ou Províncias Biogeográficas, compreendendo áreas com elevado número de endemismo ao nível de gêneros e espécies. Os domínios subdividem-se em Setores ou Distritos Biogeográficos, que correspondem a territórios restritos com elevado número de endemismos ao de espécies ou de gêneros, se estes últimos possuírem poucas espécies (LACOSTE; SALANON, 1973; VALDÉS, 1985).

UNIDADE 3 | TERRITÓRIOS BIOGEOGRÁFICOS, BIOMAS E A AÇÃO DO HOMEM

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Os limites dos reinos biogeográficos, muitas vezes, se confundem e se interpenetram, principalmente quando as barreiras biogeográficas não são bem definidas. Essas divisões variam muito, principalmente quando o nível taxonômico é mais restrito. Por isso, existem as faixas de transição, que ligam reinos contíguos e indicam uma passagem gradual de um reino para o outro. Nessas faixas encontram-se espécies de um reino e de outro em convívio e ocupando hábitats diferentes. Por exemplo, na estreita faixa de terras da América Central coexistem espécies tropicais na planície costeira e nas baixas encostas cobertas pela mata tropical úmida e quente, mas nas serras, de clima frio e seco, aparecem espécies próprias de regiões frias. (TROPPMAIR, 1989, p. 176).

Inúmeros pesquisadores estabeleceram divisões fito e zoogeográficas para a biota. Destacam-se, dentre tantos, De Candolle (1855), Sclater (1857), Wallace (1876), que criaram as bases das classificações modernas. Entre os autores atuais, destacam-se Schmithuesen (1961), que criou seis reinos, Lemée (1967) com sete reinos, Müller (1973) com cinco e Udvardy (1975) com oito reinos biogeográficos. Hoje, uma das classificações mais usadas é a de Müller (1979, 1980), subdividida em várias sub-regiões.

Na sua classificação, Müller (1979, p. 54) estabeleceu os reinos biogeográficos, resumidos no quadro a seguir.

Reino Região LocalizaçãoHolártico Neártica América do Norte, Ártico e Groenlândia

Paleártica Eurásia (incluídas Islândia, Canárias, Coreia e Japão) e norte da África

Paleotropical Etiópica África, ao sul do Saara.Malgache Madagascar e ilhas oceânicasOriental Índia Indochina, até a linha de Wallace

Australiano AustralianaOceânica

NeozelandesaHavaiana

Austrália, Nova Guiné e ilhas vizinhas, Oceania, parte da Nova Zelândia, Havaí e demais

ilhas do Pacífico.

Neotropical - Américas do Sul e Central e AntilhasArquinótico - Antártida, sudoeste da América do Sul e sudoeste

da Nova Zelândia.FONTE: Müller (1979)

QUADRO 4 - REINOS BIOGEOGRÁFICOS DE MÜLLER (1979)

A divisão entre os reinos Neotropical e Paleotropical e o reino Holártico tem suscitado discussões. Alguns pesquisadores consideram a América Central não uma zona de transição entre os reinos Holártico e Neotropical, mas uma região do reino Neotropical, porque nela predomina a fauna sul-americana e o clima é tropical. Também é difícil traçar os limites entre os reinos Paleotropical e Holártico. Os animais migram com facilidade entre as duas regiões, sobretudo na zona de transição representada pela Península Arábica e pelo norte da África.

TÓPICO 1 | OS REINOS BIOGEOGRÁFICOS E OS BIOMAS

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A linha de Wallace é uma zona de transição que separa a região Oriental (reino Paleotropical) da região Australiana (reino Australiano) e nela encontra-se uma fauna mista de origem australiana e oriental. Possui também espécies endêmicas, como o macaco de Célebes (Cynopthecus niger).

Na América Central, a variabilidade da capacidade de dispersão dos grupos de animais foi o ponto principal que levou a essa diversidade de opiniões. Para os mamíferos e aves, grupos com alta capacidade de dispersão, as condições climáticas e de relevo da América Central não influíram muito, mas, para os anfíbios, répteis e outros, as dificuldades de dispersão foram maiores. O número de espécies sul-americanas é muito maior que as norte-americanas. Ao se traçarem os limites setentrionais das espécies sul-americanas e os limites meridionais dos grupos norte-americanos, podem-se observar dois fatos (MÜLLER, 1979):

1 – as famílias sul-americanas aparecem em maior número;2 – existe uma barreira natural que marca o limite setentrional das espécies sul- americanas, representada, ao norte da América Central, pela floresta tropical das terras baixas e pelas altitudes de 1.500 metros da Sierra Madre, no México. Acima dessa cota altimétrica, espécies norte-americanas predominam e migram para a América do Sul pelos Andes.

O deserto do Saara é outra região de transição cujos limites são incertos. Nela transitam espécies de animais e de plantas dos reinos Holártico (região Paleártica) e Paleotropical (principalmente da região Etiópica). A região central do Saara é mais seca, porém, possui montanhas de clima mais ameno, que atuam como se fossem ilhas ou corredores biogeográficos, por onde migram espécies holárticas em direção ao sul. É também usada pelas espécies etiópicas, que a cruzam no seu movimento para o norte.

No período Quaternário, quatro flutuações climáticas marcaram as zonas centrais do Saara: um período úmido, entre 22.000 e 8.500 a.p., seguido por uma fase de aridez que se estendeu de 8.500 a 5.000 a.p. Nova fase de umidade predominou de 5.000 a 2.500 a.p. e, finalmente, o período seco atual, desde 2.500 a.p. O atual lago Tchad é um resíduo dos diversos lagos quaternários que se sucederam nas flutuações climáticas. (MÜLLER, 1979, p. 61).

Essa sucessão de condições climáticas criou refúgios, que isolaram as populações de animais e estabeleceram uma fauna particular, típica de desertos. No entanto, essa fauna aparece em zonas áridas da Índia, o que mostra a existência de corredores antigos entre as duas regiões, ativos possivelmente durante a existência do continente de Gondwana. Esse fato justifica a união das regiões Oriental e Etiópica no reino Paleotropical. Aparecem, nas duas regiões, inúmeras espécies de animais, como o elefante, o camelo, o rinoceronte, aves diversas, anfíbios.


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Por outro lado, é pequeno o número de famílias de aves endêmicas em cada região. Das 67 famílias de aves existentes nas duas regiões, apenas quatro são endêmicas da região Etiópica e uma da Oriental. Dos 267 gêneros de aves que habitam as regiões, 69 espécies são etiópicas e se estendem até a Índia, ao passo que, destas, 63 aparecem na Europa (MÜLLER, 1979).

Outra região de transição entre os reinos Holártico e Paleotropical aparece na China, bastante modificada pela ocupação humana, especialmente depois da chegada dos europeus. As matas subtropicais originais foram totalmente erradicadas e a fauna florestal substituída por espécies adaptadas ao campo aberto.

A última zona de transição acha-se nas regiões meridionais da América do Sul e da Nova Zelândia e as separa do reino Arquinótico. Muitas famílias de plantas e de invertebrados atuais mostram estreita relação nessas regiões, cujas origens estão no período Terciário.

Na atualidade, grupos imigrantes antigos e modernos nos diversos reinos se superpõem uns aos outros. Origina-se aí uma confusa complexidade, que tende a se acentuar simultaneamente ao avanço da intervenção humana nos geossistemas. Contudo, cada reino ainda conserva as suas peculiaridades.

FIGURA 83 – OS REINOS BIOGEOGRÁFICOS

FONTE: Müller (1979)


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Como foi dito antes, o problema dos limites suscita muitas discussões, eles são bem definidos apenas quando existem acidentes geográficos como montanhas, desertos e oceanos, que também atuam como barreiras (TROPPMAIR, 2002, p. 131).

Resumimos no Quadro 6 alguns exemplos de grupos da flora e da fauna de cada reino biogeográfico, para ilustrar importantes endemismos que serviram de indicação da delimitação desses territórios.

Reino Fauna FloraHolártico Mamíferos: Ursidae (ursos), Canidae (cães, lobos,

coiotes), Cervidae (cervos e alces), Bovidae (búfalo, bisão), Castoridae (castores), Erinaceídae* (ouriço),

Didelphidae** (gambás), Procionedae** (quatis).Aves: Regularidae (saracura), Tetraonidae (urogalo), Alcidae (papagaio-do-mar), Ciconidae* (cegonha),

Cuculidae* (cucos), Turdidae* (rouxinóis), Vulturidae**

(abutres).Peixes: Acipenseridae (esturjão), Percidae (perca),

Salmonídae (salmão e truta).* * Exclusiva da Região Paleártica.

* Exclusiva da Região Neártica.

Betulaceae (arbustos e árvores como

as avelanzeiras); Salicaceae (choupo,

álamo), Ranunculaceae (ranúnculos), Moráceas

(amoreiras).

Paleotropical Mamíferos: Giraffidae (girafa), Hippopotamidae (hipopótamos), Hyaenidae (hiena), Pongidae (gorila, chimpancé), Felidae (leão), Elephantidae (elefante),

Equidae (zebras).Aves: Struthioniformes (avestruz), Galliformes

(galinhola).

Gêneros Pelargonium (gerânios), Khaia (ébano), Cola (árvore produtora de

alcaloide).

Australiano Ordem Monotremata (équidna, ornitorrinco), Macropodidae (canguru), Phascolarctos cinereus (coala), Casuarius casuarius (casuar), Dromaius novaehollandiae

(emu).

Gênero Eucalyptus.

Neotropical Mamíferos: Cebidae (macacos), Callithricidae (saguis), Myrmecophagidae (tamanduás), gênero Lama (lhama,

vicuña, guanaco).Aves: Trochilidae (beija-flores), Tinamiformes (perdizes), gênero Rhamphastos (tucanos).

Cactaceae (cactos), Bromeliaceae (bromélias),

gênero Hevea (seringueira).

Arquinótico Aptenodytes forsteri (pinguim-imperador), Pycoscelis adeliae (pinguim-de-adélia).

Deschampsia antarctica.Colobanthus crassifolius.

FONTE: Lacoste; Salanon (1973); Pereira; Almeida (1996)

QUADRO 5 - FAUNA E FLORA MAIS COMUNS DOS REINOS BIOGEOGRÁFICOS

2.1 REINO HOLÁRTICO

O reino Holártico é restrito ao Hemisfério Norte. Compreende a Europa, incluindo a Islândia, a Sibéria, os países asiáticos, incluindo a Coreia e o Japão, o norte da África e a América do Norte, exceto o México. O reino Holártico tem uma fauna e uma vegetação bem diversificadas. À época da Pangea, o reino foi parte dos continentes de Gondwana e Laurásia. No início do Paleoceno, a América do


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Norte e a Eurásia constituíram um bloco ligado à África por um estreito istmo, que separava o Atlântico Norte, recém-aberto, do Mar de Thetis, entre a Eurásia e a África. No Mioceno, a América do Norte separou-se da Eurásia, iniciando um movimento para o sul. Posteriormente, por meio de um conjunto de ilhas, que veio a constituir o istmo da América Central, ligou-se à América do Sul. A ligação da América do Norte com a Eurásia explica a semelhança verificada atualmente entre a fauna e a flora de ambos continentes.

No reino Holártico aparecem os biomas da tundra, taiga, floresta temperada decídua, estepes e pradarias, desertos e vegetação mediterrânea, que abrigam uma fauna muito variada. “A riqueza de biomas no reino se deve a uma complexa rede de interações, cujo centro está nas condições climáticas, que levou ao desenvolvimento de paisagens variadas e antigas”. Strahler (1984, p. 244) e Strahler; Strahler (1996, p. 184) classificaram o clima do reino Holártico no grupo climas de médias latitudes e no de altas altitudes, que variam desde o clima de tundras, no norte do Canadá e Alaska e no norte da Sibéria, até um clima subtropical úmido, no sul dos EUA, passando por clima mediterrâneo, desértico e de montanhas.

O reino Holártico subdivide-se em duas regiões: a região Paleártica, que engloba a Eurásia e o norte da África, excluindo-se a zona de transição com o reino Paleotropical, e a região Neártica, representada pela América do Norte e a Groenlândia. O bloco continental Europa-Ásia-África é contínuo e permite um trânsito relativamente constante de animais e plantas em todos os sentidos, respeitando-se as barreiras montanhosas, que se interpõem às rotas (Montes Urais, Stanovoi e Verkhianski, Cárpatos, Cáucaso, Bálcãs, Alpes etc.) e, acima de tudo, a presença do homem.

2.2 REINO PALEOTROPICAL O reino Paleotropical aparece na África e no Oceano Índico, onde se limita

com o reino Australiano. Três regiões biogeográficas o compõem: região Etiópica, região Malgache e região Oriental. Nele aparecem biomas de deserto, estepe, savana e a floresta tropical úmida.

No reino Paleotropical predominam climas tropicais e subtropicais, que dão características um pouco diferentes aos desertos e estepes, embora as semelhanças com seus homônimos do reino Holártico sejam maiores que as diferenças.

Os climas encontrados no reino Paleotropical são todos tropicais, exceto os de altas montanhas. De acordo com a classificação de Strahler (1984, p. 247) e de Strahler; Strahler (1996, p. 185), os climas que aparecem neste reino são o tropical árido, o subtropical árido, o mediterrâneo, o tropical com duas estações (seco-úmido) e o equatorial.


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2.3 REINO AUSTRALIANO

O que mais chama a atenção no reino Australiano é a sua fauna endêmica, consequência do isolamento desde o Mesozoico Inferior. O reino inclui a Austrália, Nova Caledônia, Tasmânia, o centro-norte da Nova Zelândia, Nova Guiné, Polinésia e Havaí. O reino Australiano é um dos mais ricos em formações fitogeográficas, abrangendo quase todas as formações do planeta – desertos, estepes e pradarias, savanas, floresta temperada decídua, floresta tropical úmida e o chaparral. Da mesma forma, apresenta uma variedade climática significativa.

De um modo geral, as faixas climáticas do reino Australiano são estreitas na Austrália, mas as incontáveis ilhas da região resumem-se a apenas um tipo de clima, com algumas poucas exceções.

Segundo Strahler; Strahler (1996, p. 185):

aparecem os seguintes tipos climáticos na região: nas ilhas que circundam a Austrália, o clima equatorial úmido predomina na Nova Guiné, Nova Caledônia, Fiji e Havaí; no centro da Nova Guiné, uma alta cadeia de montanhas, com altitudes acima de 4.000 metros, constantemente batida pelos alísios de nordeste, com clima tropical seco; na Nova Zelândia e na Tasmânia predomina o clima marítimo da costa ocidental. Na Austrália, o clima no litoral é úmido e o interior apresenta climas sucessivamente mais sazonais até chegar ao deserto, no centro do país.

No litoral oriental australiano, o domínio é do clima subtropical úmido, verão quente e úmido, invernos suaves e chuvas bem distribuídas ao longo do ano, trazidas pelos alísios de sudeste, com predomínio no verão. O excesso de umidade facilitou o crescimento da floresta subtropical úmida, que se estende apenas por duas pequenas regiões. No litoral sudeste, ventos frios de oeste originaram um clima com verões quentes e invernos frios e chuvosos. Em direção ao interior, uma extensa e estreita faixa de clima tropical seco margeia o deserto, desde o norte até o sul, com temperaturas elevadas durante todo o ano. No litoral norte aparecem duas pequenas faixas, separadas pelo mar, do clima tropical sazonal, com chuvas no verão (dezembro/março) e seca no inverno (junho/agosto). No litoral sudoeste ocorre uma estreita porção de clima mediterrâneo com inverno úmido e verão seco. Finalmente, no interior, predomina o clima desértico, com massas continentais secas e quentes. (STRAHLER; STRAHLER, 1996).

A chamada linha de Wallace separa o reino Australiano do reino Paleotropical. A linha de Wallace passa entre a Nova Guiné e a Indonésia e separa as faunas asiática e australiana. Entre os anos de 1854 e 1862, o naturalista inglês Alfred Russel Wallace (1823-1913), ao explorar a região, sugeriu que o estreito de Makassar, que separa a ilhas de Borneo e Sulawesi (ou Célebes), na Indonésia, divide nitidamente as faunas dos dois reinos em duas porções – a oeste, a fauna asiática, e a leste a fauna australiana. Em homenagem a Wallace, a linha foi batizada com o seu nome. O estreito de Makassar é profundo – ele fica sobre a placa Indo-Australiana – e é improvável que, no passado, houvesse


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existido uma ponte de terra entre os reinos, mesmo nas maiores regressões do mar. Muitas espécies de pássaros não cruzam o estreito, que não é largo - embora muitas transitem normalmente pelas ilhas. Os trabalhos de Wallace o levaram a ser considerado um dos precursores da Biogeografia.

Para entender as atuais flora e fauna australianas devemos recorrer à paleobiogeografia. No Cretáceo médio, a Austrália e as ilhas faziam parte de Gondwana. Com a separação dos continentes, a Austrália moveu-se para o norte até meados do Eoceno (há 54 MA), quando se isolou por completo do restante dos continentes. Em latitudes mais baixas, o clima mudou de temperado frio para uma variedade de climas à medida que o continente se assentava na sua posição atual – climas mediterrâneo, desértico, temperado, tropical e subtropical. (FURLEY; NEWEY, 1986).

No Pleistoceno, a Austrália teve uma fase úmida seguida de um período seco, este, entre os anos 18.000 e 16.000. A alternância entre os dois períodos levou a uma redução do nível do mar e originou uma ligação entre a Austrália e a Nova Guiné, que emergiu e submergiu várias vezes. Essa ponte só se interrompeu em definitivo entre os anos 8.000 e 6.500. “A floresta tropical úmida da Nova Guiné pôde, então, colonizar o litoral nordeste da Austrália, juntamente com a fauna típica” (MÜLLER, 1979, p. 72). Savanas e estepes (campos) predominam na paisagem australiana. As florestas equatoriais formam duas estreitas faixas no litoral nordeste. “As maiores florestas encontram-se no litoral norte – são as florestas de monções, sempre verdes, com palmeiras, atingida por ventos alísios, que se mistura a savanas arbóreas e estepes” (STRAHLER; STRAHLER, 1996, p. 548). “No interior, quando as precipitações escasseiam, a savana e os bosques de árvores esparsas passam a ter o domínio”. (WALTER, 1986, p. 176).

No litoral ocidental, com clima mediterrâneo, destacam-se grandes florestas de Eucalyptus spp. As chuvas caem no inverno e o verão é seco. As chuvas são trazidas pelas frentes polares, que predominam no inverno – 650 a 1.250 mm/ano. No verão, o domínio pertence às massas tropicais continentais, quentes e secas.

Os solos em que estão as florestas de eucaliptos são arenosos e bem drenados, o que os torna secos e limitantes para uma floresta mais densa. As florestas de eucaliptos são abertas, o que permite um sub-bosque esparso. Apesar disso, há cerca de 6.000 espécies de plantas vasculares, das quais aproximadamente 3.500 são endêmicas na região (WALTER, 1986). No sul, a espécie dominante Eucalyptus diversicolor pode alcançar 85 metros de altura, enquanto no sub-bosque, samambaias têm mais de 1,5 metro de altura.

O gênero Eucalyptus, da família Myrtaceae, forma um arco em todo o litoral e penetra para o interior, onde escasseia nas proximidades da zona árida central. São xerófitos e perenefólios, com folhas coriáceas e duras, mas as raízes podem extrair muita água do solo, mesmo nos locais em que a maioria


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das mesófitas tem dificuldade em obtê-la (FURLEY & NEWEY, 1986). Pouco exigente, o eucalipto pode se desenvolver em solos com deficiência de nutrientes e água. Sua ocorrência depende das chuvas no litoral, da topografia, dos solos, da rede de drenagem, de incêndios e do uso da terra. Nas regiões com chuvas de inverno do sul, as florestas de eucaliptos são densas e bem desenvolvidas. No interior, aonde as chuvas vão, pouco a pouco, escasseando, a floresta é aberta, com o solo recoberto por gramíneas. Nas regiões ao norte e ao leste, com 250 mm/ano de chuva, o eucalipto não se desenvolveu, formando apenas moitas de uma variedade raquítica chamada localmente mallee, expressão aborígene (FURLEY; NEWEY, 1986; WALTER, 1986). Nas regiões em que a estiagem chega a sete meses, as savanas substituem as florestas de eucaliptos.

“Os incêndios naturais são comuns nas florestas mistas com eucaliptos e nas savanas. Muitas espécies só florescem após um incêndio’’. Walter (1986, p. 179) relaciona vários gêneros pirófilos nas savanas.

Segundo Furley e Newey (1986, p. 262):

As savanas se distribuem, na Austrália, de acordo com as chuvas. Quanto maior o índice pluviométrico, maiores são as espécies de gramíneas que as recobrem. Nas regiões litorâneas, onde o índice é superior a 1.500 mm/ano, medra uma savana com gramíneas altas. No interior, em solos férteis, em que grandes propriedades usam métodos modernos para a agricultura e para o pastoreio de ovelhas, com índices menores, aparece uma savana de gramíneas baixas. Finalmente, nas zonas semiáridas do interior, a savana xerófita ocupou solos pobres e com pouca água.

Prezado(a) acadêmico(a)!Para conhecer mais sobre espécies de plantas vasculares, acesse o site: <http://en.wikipedia.org/wiki/Australasia_ecozone>. Acesso em: 13 jul. 2010.

NOTA

A floresta tropical úmida sempre verde aparece em todas as ilhas que rodeiam a Austrália, embora, nela própria, não seja comum. Nas ilhas Célebes, o arquipélago das Molucas tem o maior endemismo de aves em todo o mundo. O gênero Agathis da família Araucariaceae é encontrado nesse arquipélago.

Na Nova Guiné, a maior ilha do reino Australiano, na floresta tropical é encontrada a maior borboleta do mundo, a chamada borboleta da rainha Alexandra (Ornithoptera alexandrae), e a ave do paraíso (Paradiseae rudolphi), que é endêmica. A floresta baixa guineana comporta 1.200 espécies de árvores. Nas ilhas Salomão convivem 148 espécies de pássaros, das quais 60 são endêmicas. Na


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Nova Caledônia existem 2.900 espécies de plantas vasculares (80% endêmicas), duas espécies de Araucaria, 15% de gêneros endêmicos e 5% de famílias endêmicas. (FURLEY; NEWEY, 1986).

A ilha da Tasmânia tem clima marítimo das costas ocidentais, com verões quentes e invernos frios e chuvosos. Nas montanhas, acima de 1.500 metros, com menos chuvas, predomina a savana com árvores esclerófilas e gramíneas curtas. No litoral úmido, batido pelas frentes polares, predominam árvores do gênero Nothofagus, típico de clima temperado do hemisfério Norte, e a samambaia arborescente Dicksonia, com três metros de altura. No interior, a floresta temperada, com mais de 800 espécies, depende dos incêndios naturais. “O eucalipto predomina e pode ultrapassar os 100 metros de altura” (WALTER, 1986, p. 187). É o hábitat do marsupial diabo-da-Tasmânia (Sarchophilus harrisii), do équidna (Tachyglosus aculeatus), do ornitorrinco (Ornithorhyncus anatinus), do lobo-da-Tasmânia (Thylacinus cynocephalus) etc.

Na Nova Zelândia, nas florestas subtropicais, aparecem as coníferas gimnospermas Podocarpaceae, Cupressaceae e Araucariaceae. Dentre as angiospermas, faias do gênero Nothofagus são as espécies dominantes. Lianas e epífitas recobrem os galhos e os troncos das árvores. Em toda a floresta subtropical, a espécie dominante é a Araucariaceae Agathis australis.

No quadro a seguir vê-se uma lista dos desertos australianos:

Estado/Território Nome Extensão (km2) Austrália ( % )WA, SA Great Victoria 348 750 4.5

WA Great Sandy 267 250 3.5WA, NT Tanami 184 500 2.4

NT, QLD, SA Simpson 176 500 2.3WA Gibson 156 000 2.0WA Little Sandy 111 500 1.5

SA, QLD, NSW Strzelecki 80 250 1.0SA, QLD, NSW Sturt Stony 29 750 0.3

SA Tirari 15 250 0.2SA Pedirka 1 250 less than 0.1- Total 1 371 000 18

FONTE: Auslig Deserts database (1994). Disponível em: <http://www.ga.gov.au/education/facts/landforms/geogarea.htm>. Acesso em: 24 jul. 2010.

QUADRO 6 - DESERTOS AUSTRALIANOS

Diversos animais domésticos, como cavalos, gado, cabras, porcos, jumentos, camelos, búfalos, cães, gatos, coelhos e também raposas, foram introduzidos no reino Australiano pelos europeus. O dingo (Canis lupus familiaris dingo), provavelmente criado na Índia e tendo chegado à Austrália entre 4.000 e 3.500 anos, talvez levado pelos antigos maoris, espalhou-se pelo continente e


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pela Nova Zelândia. Raposas, cabras, gatos e coelhos batem todos os recordes populacionais na Austrália. Os gatos têm uma densidade de um indivíduo por quilômetro quadrado, mas os coelhos (Lepus europaeus) ultrapassam o bom senso: somam entre 200 milhões e 300 milhões de indivíduos, para uma população de 20.345.802 pessoas.

Na Nova Zelândia, os animais europeus promoveram uma devastação sem paralelo. O cervo vermelho escocês ou cervo europeu (Cervus elephas), aportado à ilha no século XIX, alimenta-se sobretudo de Nothofagus, uma das espécies dominantes na floresta neozelandesa. “De crescimento lento, a vegetação foi praticamente destruída pelo cervo, o que acelerou a erosão do solo em vastas áreas” (WALTER, 1986, p. 189). “Desde a década de 80, os cervos são caçados e levados para fazendas, onde são criados como animais de corte e couro”. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 271).

O isolamento da Austrália e das ilhas fez com que a evolução de animais e plantas trilhasse outros caminhos, bem pecualiares, porque não ocorreu a troca de genes com outras populações. Semelhante processo também se deu na América do Sul, embora com menos intensidade. Na Austrália, depois da separação de Gondwana, o único contato se deu com a Nova Guiné, já mencionado antes.

Para conhecer mais sobre os animais, sugiro que você, acadêmico(a), acesse os sites:<http://www.animalliberation.org.au/feralint.html.><http://www.wwwins.net.au/dingofarm/02.html> e<http://www.abs.gov.au>. Acesso em: 13 jul. 2010.

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A Austrália é a terra por excelência dos marsupiais. Apenas duas famílias de marsupiais aparecem em outros continentes – Didelphidae (gambás) e Caenolestidae (semelhante ao mussaranho). As famílias de marsupiais endêmicas à Austrália são Dasyuridae (gêneros Thylacinus, lobo-da-Tasmânia) Sarcophilus (diabo-da-Tasmânia), Phalangeridae (Phascolarctus, coala), Phascolamidae (Vombatus, vombate), Macropodidae (Megaleia e Macropus, cangurus, Petrogale, wallaby-das-rochas, Lagorchestes, wallaby-lebre, Dendrolagus, canguru-das-árvores) (STORER et al., 1991, p. 715) etc. Totalizam, na Austrália, 16 famílias e 152 espécies de marsupiais.

“No século XVII, a Austrália foi denominada Terra psittacorum, por causa do grande número de periquitos” (MÜLLER, 1979, p. 72). Dentre as famílias endêmicas de aves citam-se Dromiceidae (Dromaeus, emu, na Nova Guiné e ilhas), Casuaridae (Casuarius, casuar), Dinornitidae (moas, na Nova Guiné), Apterygydeae


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(Apteryx, quivis), Psittacidae (muitas famílias, pagagaios e periquitos), Cacatuidae (cacatuas) etc. Existem 91 famílias com 826 espécies de aves na Austrália. “Na Nova Caledônia existem 68 espécies de aves, das quais uma é endêmica. Partindo da Austrália, 18 espécies invadiram a Nova Caledônia e evoluíram pela radiação adaptativa”. (MÜLLER, 1979, p. 73).

Os répteis endêmicos pertencem às famílias Carettochelyidae (tartaruga-de-água-doce, existente no norte da Austrália e sul da Nova Guiné) e Pygopodidae (Pygopus, lagarto, na Austrália, Tasmânia e Nova Guiné, com 30 espécies). Calcula-se que na Austrália existam 17 famílias de répteis, com 633 espécies estudadas.

“Na Nova Zelândia, muitas famílias têm afinidades com as famílias das ilhas do Pacífico e com a América do Sul” (MÜLLER, 1979, p. 74). A Nova Zelândia separou-se de Gondwana e ficou isolada por 80 milhões de anos, o que permitiu que 90% dos insetos e moluscos marinhos, 80% das árvores, fetos e angiospermas, 25% das espécies de pássaros, todas as 60 espécies de répteis, quatro espécies de sapos e duas espécies de morcegos sejam endêmicas.

Prezado(a) acadêmico(a)!Para auxiliar seus estudos, acesse os sites:< http://www.deh.gov.au/biodiversity/abrs/online-resources/abif/fauna/afd/stats-est.html - Australian Faunal Directory. Estimated Numbers of Australian Fauna><http://www.deh.gov.au/biodiversity/abrs/publications/fauna-of-australia/pubs/volume2a/ar22ind.pdf> e <http://www.deh.gov.au/biodiversity/abrs/online-resources/abif/fauna/afd/stats-est.html - Australian Faunal Directory. Estimated Numbers of Australian Fauna>. Acesso em: 13 jul. 2010.

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2.4 REINO ARQUINÓTICO

O termo Arquinótico significa oposto ao Ártico e engloba o extremo sul da América do Sul, Antártica e o sudeste da Nova Zelândia. As condições adversas à vida dificultam o estabelecimento de animais e plantas, de modo que as espécies que lograram se adaptar às condições reinantes são altamente especializadas e de pequeno número de espécies.


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Prezado(a) acadêmico(a)!Para conhecer mais sobre o termo Arquinótico, acesse o site: <http://www.inach.cl/portal_educa/antartica/antartica.html>. Acesso em: 13 jul. 2010.

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São 13,5 milhões de quilômetros quadrados de gelo, apenas no Continente Antártico. O gelo tem uma espessura média de cerca de 2.000 metros e o Monte Vinson, na cadeia Ellsworth, é o ponto culminante, com 4.897 metros. Cerca de 90% do gelo da Terra estão na Antártica, que correspondem a 70% da água doce do planeta.

Juntamente com a América do Sul, África, Austrália e Índia, a Antártica fazia parte do continente de Gondwana. Portanto, a geologia da Antártica é muito semelhante à daqueles continentes.

O Continente Antártico foi dividido em duas partes para efeito de estudos: a Antártica Oriental e a Antártica Ocidental. A Antártica Oriental localiza-se ao sul da Austrália e da África. A Antártica Ocidental situa-se ao sul da América do Sul. A cordilheira Transantártica divide as duas regiões (CUNHA, 1973). “A geologia da parte oriental é constituída pelo embasamento granítico, de idade pré-cambriana. A porção ocidental tem a mesma sequência de rochas sedimentares e ígneas da América do Sul. Os sedimentos estão associados ao sistema andino e têm idade jurássica e terciária”. (MÜLLER, 1979, p. 79).

Fósseis antigos encontrados na Antártica comprovam a antiga ligação ao continente de Gondwana. São fósseis de idades cambrianas, ordoviciana e siluriana. Depósitos glaciais de tilito carbonífero recobertos por sedimentos permianos e triássicos encerram fósseis de vertebrados terrestres, camadas de carvão e presença da flora Glossopteris. Essa variedade de fósseis e as evidências geológicas mostram que o clima antártico já foi mais quente do que o atual. As camadas de carvão indicam um clima úmido e quente. A flora de Glossopteris é de idade carbonífera e é contemporânea à do réptil carnívoro Lystrosaurus. (CUNHA, 1973).

Da mesma forma que no Polo Norte, a Antártica não tem um ciclo diário dividido em 24 horas. De setembro a março, o Sol paira sobre o horizonte, o que corresponde ao verão austral – o dia no Polo Sul. De março a setembro ele desaparece lentamente, à medida que o outono avança e o inverno o sucede. Quando a primavera retorna, ele ascende no horizonte para clarear nos próximos seis meses. O Sol nunca fica no zênite nos polos e nunca sobe muito além do horizonte. Por essa razão, os polos recebem muito pouca radiação solar e este é um dos fatores das baixas temperaturas.


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A massa de gelo se desloca lentamente do centro do continente em direção à periferia. No Oceano Antártico, a plataforma continental tem uma extensão média de 30 quilômetros e, devido ao peso do gelo, é mais profunda do que dos demais continentes.

O continente gelado é a fonte da massa de ar antártica (mP), que se forma no anticiclone fixo polar e se deloca sob a forma de fortes ventos, que alcançam velocidades superiores a 100 km/h no litoral. O anticiclone permanente tem inversão térmica muito baixa, fazendo com que o deslocamento das massas quentes superiores para a superfície seja lento. Por esta razão, o contato das massas de ar com a superfície gelada é longo. Dessa forma, elas perdem totalmente o calor adquirido na descida. (NIMER, 1979, p. 11).

O vento, chamado de catabático, diverge do anticiclone em direção ao litoral com um desvio constante para a esquerda, devido ao efeito de Coriolis, e atinge velocidades superiores a 100 km/h em razão do forte gradiente de pressão existente entre o interior do continente e o mar.

Em alguns lugares do litoral, como no Mar de Weddel, onde há um centro de baixa pressão, para os quais migram as massas antárticas, as tempestades são violentas e podem durar semanas. No interior, as precipitações são de neve, raramente de água líquida. No litoral, o total pluviométrico não ultrapassa os 250 mm/ano. Em todo o continente, o índice médio é inferior a 100 mm de precipitação.

A Antártica tem temperaturas bem menores que o Ártico. As razões são as seguintes:

1) no Ártico há maior quantidade de água, que retém melhor o calor. Na Antártica, com muito mais gelo, apenas uma pequena porcentagem do calor é mantida pela água;

2) o oceano reflete cerca de 5% da radiação solar incidente (de ondas curtas) e absorve o restante, liberando-o lentamente. A superfície exposta à radiação reflete entre 15% e 35% da radiação de ondas curtas. O restante é liberado com maior velocidade, o que resfria a superfície. A capa de gelo antártica reflete cerca de 80% da radiação incidente – por isto, existe mais gelo na Antártica que no Ártico;

3) no inverno, o Oceano Glacial Antártico se congela e praticamente dobra o tamanho do continente, impedindo ou dificultando, pois, que a água do mar funcione como um mecanismo moderador das temperaturas.


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Prezado(a) acadêmico(a)!Para auxiliar nos estudos e conhecer mais sobre as baixas temperaturas na Antártica, acesse o site: <http://www.iespana.es/natureduca/ant_indice.htm>. Acesso em: 13 jul. 2010.

IMPORTANTE

A temperatura média anual no interior do continente é de 54o C negativos. Todos os meses têm média inferior a 0o C. Mas no verão no litoral, a temperatura máxima do verão raramente chega a 15o C, registrada na Península Antártica Norte, a região mais aquecida do continente. Em outras regiões litorâneas, a temperatura raramente chega a 5º C. A mínima absoluta da Terra registrou-se na estação russa de Vostok, que está a uma altitude de 3.505 metros e na latitude de 78º28’: -89,2o C, em julho de 1983. O recorde anterior havia sido da mesma estação, em agosto de 1960: -88,3o C. A média anual na estação Vostok é de -56º C, a média no mês mais quente (janeiro) é de -33º C e a máxima absoluta, -21º C. No inverno, no litoral, a média é inferior a -40o C.

No Polo Sul, a amplitude térmica varia antre -25º C e -62º C. Altitudes elevadas, o anticiclone polar, que mantém a atmosfera quase sempre límpida, e a baixa umidade atmosférica contribuem para as temperaturas tão baixas, a que se junta a posição do sol sempre no horizonte.

A vida no reino Arquinótico enfrenta fatores limitantes severos, representados, sobretudo, pelo clima. Os seres vivos se viram obrigados a um complexo processo de adaptação, muito próximo do limite vital.

“O limite meridional das plantas superiores encontra-se a 68o de latitude sul, e, na Antártica, aparecem apenas duas espécies: a gramínea Deschampsia antarctica e a vascular com flores Colobanthus crassifolius” (MÜLLER, 1979, p. 78; WALTER, 1986, p. 294). O restante é representado por musgos, algas terrestres e líquens, que ocuparam esparsamente apenas a costa. A erva C. crassifolius cresce em lugares protegidos do vento, que contenham alguma umidade, especialmente depois do degelo da primavera. Suas flores são brancas e têm menos de 0,5 centímetro de comprimento. D. antarctica e C. crassifolius crescem apenas na Península Antártica e nas ilhas mais setentrionais, que têm temperaturas mais amenas.

Segundo Walter, 1986, p. 294:

Nas ilhas próximas, as temperaturas são superiores a 0o C no verão, mas o solo litólico e o frio extremo impedem o crescimento de árvores. As baixas temperaturas dificultam a pedogênese e a superfície é coberta por calhaus de pedras. Chuva e neblina ocorrem durante todo o ano e o vento polar varre as ilhas sem parar. A cobertura vegetal das ilhas é representada por musgos, samambaias e líquens. (WALTER, 1986, p. 294).


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Líquens e musgos são as vegetações mais comuns e melhor adaptadas em todo o Continente Antártico, podendo ser encontrados a até 400 quilômetros do Polo Sul. Existem mais de 400 espécies de líquens, 75 espécies de musgos, oito gêneros de hepáticas e 75 espécies de fungos (apenas oito macroscópicas) na Antártica. Nas rochas, onde as aves fazem os seus ninhos, a alga verde terrestre Prasiola crispa é comum. Algas azuis, as cianofícias, são frequentes também.

Quanto à fauna, a Antártica tem cerca de 200 espécies endêmicas de peixes, em geral, de tamanho pequeno, com menos de 25 cm de comprimento, raramente chegando a 50 cm. A maioria tem crescimento lento e grande longevidade. O krill (Euphausia superba) é a principal fonte de alimentação da maioria dos peixes antárticos. É um crustáceo muito semelhante ao camarão, que não ultrapassa 6 cm de comprimento e pesa, no máximo, 1,5 g.

Existem 85 espécies de krills, que vivem em grupos de milhares e constituem uma biomassa de cerca de 5 bilhões de toneladas. Baleias, aves e pinguins também usam o krill como fonte de energia. As baleias ingerem cerca de uma tonelada de krill num único almoço. O krill integra uma complexa rede alimentar, que começa com os fitoplânctons, o seu alimento. Barcos pesqueiros japoneses e noruegueses o pescam intensamente.

As aves antárticas compõem sete famílias: Spheniscidae (pinguins, 18 espécies); Stercorariidae (skuas, duas espécies); Laridae (gaivotas, três espécies); Phalacrocoracidae (cormorão, uma espécie); Procelariidae (petréis, três espécies, e a pomba-antártica, uma espécie); Diomedidae (albatroz, três espécies); Oceanitidae (andorinhas-do-mar, uma espécie).

Os pinguins são os representantes mais comuns do reino Arquinótipo. O pinguim-imperador (Aptenodytes forsterii), que pode ter mais de um metro de altura e pesar 40 quilos, e o pinguim-de-Adélia (Pygoscelis adeliae) formam grandes colônias de milhares de indivíduos e são os únicos que vivem ao longo do litoral durante todo o ano. O pinguim-imperador forma colônias de mais de 300 mil indivíduos. O krill é o principal alimento dos pinguins e os seus predadores são a foca-leopardo (Hydrurga leptonyx), a gaivota (Larus dominicanus) e as skuas (Chataracta spp).

O estercorário (família Sterchoranïdae), ou skuas, são os maiores predadores do polo Sul. Alimentam-se de aves, filhotes e ovos de pinguins, filhotes de focas, restos de placentas das focas, animais mortos, em adiantado estado de putrefação.


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Prezado(a) acadêmico(a)!Quanto às espécies, acesse o site: <http://www.inach.cl/portal_educa/antartica/antartica.html> e <http://www.inach.cl/portal_educa/antartica/antartica.html>.Acesso em: 13 jul. 2010.

DICAS

Na Antártica ocorrem três espécies de gaivotas: Larus dominicanus, a gaivota-dominicana, Sterna paradisaea, a gaivota-do-Ártico (que nos respectivos invernos voa para o polo oposto no verão) e Sterna vitatta, a gaivota da Antártica. A família Laridae tem 90 espécies de gaivotas, das quais 20 vivem no Brasil. O hábitat preferido são as ilhas Shetland do Sul, que dividem com as focas e pinguins. Alimentam-se de peixes, ovos, roedores pequenos e restos de animais mortos e de plantas. O seu predador mais contumaz é o estercorário.

Outras aves na Antártica são o cormorão-da-Antártica (Phalacrocorax bransfieldensis), que pesca a 30 metros de profundidade e prende a respiração por um minuto. No Brasil, o biguá, P. olivaceus, representa a espécie. O cormorão é uma ave cosmopolita e, no reino Paleotropical, estende os seus domínios da Europa Ocidental até a Ásia e a Austrália. Outros procelários (família Procelariidae) na Antártica são Daption capense, o petrel, Macronecte giganteus, o petrel-gigante, Pagoroma nivea, o petrel-das-neves, Chionis alba, a pomba-antártica.

O simpático albatroz (família Diomedeidae) é uma das aves mais cosmopolitas, mas a principal concentração se dá no Hemisfério Sul, nas ilhas Shetland do Sul e na Península Antártica. Há três espécies: Diomedea melanophris, o pelicano-negro, D. chrysostoma, pelicano-de-cabeça-cinza, e D. exulans, albatroz comum.

Os invertebrados têm poucos representantes – tardígrafos (invertebrados com 1 mm de comprimento), ácaros (parasitas de aves e mamíferos, com menos de 1 mm), colêmbolos (insetos ápteros com 5 mm de comprimento), que vivem sob o musgo (STORER et al., 1991).

Dentre os mamíferos marinhos, duas ordens fazem parte da fauna antártica: Carnivora e Cetacea. Dentre os carnívoros estão a foca (família Phocidae) e o lobo-marinho (família Othariidae). As focas estão representadas por diversos gêneros: a foca-elefante ou elefante-marinho (Mirounga leonina), a foca-branca (Lobodon carcinophagus), a foca-leopardo ou leopardo-marinho (Hydrurga leptonyx), a foca de Weddell (Leptonychotes weddelli) e a foca-de-Ross (Ommatohoca rossi).

As baleias são os maiores animais da Terra. Na ordem Cetacea incluem-se também os golfinhos. “As baleias são classificadas em duas subordens – Odontoceti, baleias-com-dentes, e Mysticeti, sem dentes” (STORER et al., 1991, p.


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721). Na Antártica encontram-se a baleia-azul (Balaenoptera musculus), o maior animal do planeta, com 32 m de comprimento, e filhotes que nascem com 7 m de comprimento, a mink (Balaenoptera acutorostrata), a baleia-de-corcova ou corcunda (Megaptera novaeangliae) e a baleia fin (Balaenoptera physalus), dentre as baleias sem dentes. As únicas baleias com dentes são a orca (Orcinus orca), erroneamente chamada de baleia-assassina, e o cachalote (Physeter catodon) ou baleia-de-espermacete, com 18 m de comprimento. O espermacete é um óleo lubrificante produzido pela baleia, armazenado num reservatório localizado na cabeça. No estômago, ela produz o âmbar-cinzento, muito usado em perfumaria (STORER).

Prezado(a) acadêmico(a)!Quanto às espécies de baleias, acesse o site: <http://www.antarcticconnection.com/antarctic/wildlife/whales/index.shtml> Acesso em: 13 jul. 2010.

DICAS

2.5 REINO NEOTROPICAL

O reino Neotropical inclui a América do Sul, as Antilhas e grandes extensões da parte oriental da América Central. As condições paleogeográficas e paleoecológicas favoreceram o desenvolvimento e a manutenção de uma fauna e uma flora riquíssima em espécies.

O reino Neotropical possui os seguintes biomas: floresta equatorial, floresta tropical, savanas ou cerrados, campos, manguezais e restingas tropicais. As relações existentes no reino Neotropical são muito semelhantes às relações já vistas anteriormente em outros biomas tropicais e equatoriais, mas em razão da localização, da complexidade e da atuação da população humana, os biomas neotropicais apresentam peculiaridades. Por exemplo, a floresta Amazônica, que se estende sob o equador, e a floresta tropical da encosta da Serra do Mar - a floresta Atlântica - exibem características que as diferem uma da outra. A floresta tropical da América Central tem características próprias. O cerrado, que é a savana neotropical, é muito diferente da savana africana ou da australiana, embora as suas relações dinâmicas tenham muitas semelhanças com as outras.

Há uma grande e complexa variedade de climas no reino Neotropical, o que levou ao desenvolvimento de hábitats diferentes – desde os superúmidos, como o clima equatorial, até o semiárido da caatinga e o clima de deserto, nas partes mais elevadas dos Andes e nas planícies do centro e do sul da Argentina.


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Strahler (1984) e Strahler e Strahler (1996) enquadram os climas neotropicais em dois tipos principais: climas de baixas latitudes e climas de latitudes médias. São climas governados por movimentos de massas de ar e por zonas frontais.

As massas de ar que atuam nos climas das baixas latitudes têm regiões-fonte variadas: podem ser continentais tropicais, tropicais marítimas e equatoriais marítimas e continentais. As regiões-fonte encontram-se tanto nas zonas tropicais quanto nas subtropicais e incluem a zona de convergência intertropical, o cinturão dos ventos alísios e partes das células subtropicais de alta pressão.

Na faixa de baixas latitudes, os climas predominantes são o equatorial úmido, o clima de monção das costas atingidas pelos ventos alísios, o tropical seco-úmido e o tropical árido (STRAHLER 1984; STRAHLER; STRAHLER, 1996). Os tipos climáticos vão desde o extremamente úmido e quente, como o equatorial, ao extremamente quente e árido, como o desértico. Nas montanhas, como os Andes, as altitudes criam tipos climáticos com características muito especiais e contrastantes, como vertentes a barlaventos com chuvas torrenciais e vertentes, a sota-vento, semiáridas (sombra de chuva). A insolação é elevada nas altas latitudes, devido à rarefação do ar, e a radiação solar incide sobre a superfície quase sem encontrar barreira imposta pela umidade, que é baixa, e pelos aerossóis. A concentração de radiação ultravioleta é alta e pode causar danos ao homem e aos animais.

As latitudes médias situam-se na zona de confronto de massas de ar tropicais e polares, as zonas de descontinuidades. Nas descontinuidades, a frente polar origina ondas ciclônicas, que se movem, ora na direção do equador, ou retrocedem para o Polo Sul, trazendo chuvas constantes, muitas vezes violentas tempestades. As frentes predominam a partir de meados do outono até meados da primavera seguinte, com uma ligeira queda no inverno, que é dominado, no Hemisfério Sul, pela massa polar atlântica. Na América Central, a atividade frontal é menor, mas ciclones e furacões são comuns. As células ciclonais podem aparecer em qualquer época do ano, sobretudo no verão.

Essa variedade de climas com características e propriedades diferentes mantém os biomas no reino Neotropical, mas a presente distribuição da fauna e da flora se deve, sobretudo, à sucessão de fatores paleoambientais e genéticos, paralelamente a flutuações climáticas, que marcaram o Pleistoceno e o Holoceno. As variações dos ecossistemas ocorridas no Quaternário podem ser acompanhadas nos estudos de fósseis vegetais e animais, o que permite formar um quadro preciso dos paleoambientes para entender a paisagem atual.

Ao relacionar fatores geomorfológicos, climáticos, fitogeográficos, hidrológicos e ecológicos, Ab'Sáber (1977) agrupou a paisagem sul-americana em três grandes domínios paisagísticos: planaltos intertropicais do Brasil, das Guianas e de parte da Venezuela, que ele chamou de áreas nucleares; domínios transicionais das planuras e baixos platôs meridionais do sul do continente; e domínios de montanhas e altiplanos da Cordilheira dos Andes, controlados pelo clima de altitude.


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A essas paisagens integradas, Ab'Sáber (1967, p. 1977) denominou domínios morfoclimáticos e fitogeográficos e as definiu como "[...] um conjunto espacial de certa ordem de grandeza territorial – de centenas de milhares a milhões de km2 de área – onde haja um esquema coerente de feições de relevo, tipos de solos, formas de vegetação e condições climático-hidrológicas". Essas paisagens integradas ocorrem sempre numa área típica, que Ab'Sáber chama de área core ou área nuclear. A área nuclear apresenta as características típicas, que são reflexo dos seus fatores naturais, mas que, à medida que se afasta do centro, vão se alterando gradativamente, para, mais adiante, dar lugar a outra paisagem. Essas áreas de transição compõem corredores que interligam e envolvem as áreas nucleares. Elas resultam de processos diferentes, que originaram vegetação, solos e formas de relevo particulares. (AB'SÁBER, 1977).

As áreas de transição são extremamente complexas e podem apresentar fisionomias em mosaico de duas ou várias áreas nucleares, ou mesmo combinações totalmente diversas, que Ab'Sáber (1977) chamou de áreas-tampão – que não têm nenhuma relação direta com as áreas nucleares adjacentes. As paisagens-tampão podem se localizar no centro das faixas de transição e se destacam da paisagem envolvente. Essas paisagens-tampão são formações fitogeográficas que se adaptaram às condições climáticas, edáficas e de relevo das zonas de transição. Ab'Sáber (1977) cita a zona dos cocais, as matas-de-cipó e as matas-secas como representantes mais típicos das áreas-tampão. Na verdade, são refúgios ou enclaves, que se estabeleceram numa época de clima e condições ecológicas diferentes das de hoje.

Todas essas variações ambientais estão sujeitas diretamente ao comando de mudanças e flutuações climáticas. As condições climáticas, principalmente as regionais, são, em parte, responsáveis pelas formas de relevo, pelos tipos de solos, pela hidrografia e pela cobertura vegetal (BIGARELLA, 2003; ANDRADE-LIMA; RIEHS, 1975). Segundo o tipo de clima, ocorria a degradação lateral ou a dissecação vertical, que moldavam a paisagem e lhe conferiam tipos específicos de formações geográficas, acompanhadas das respectivas faunas. Bigarella & Mousinho (1965, p. 17) “mostraram, estudando os sedimentos da região de Pariquera-Açu (Estado de São Paulo), que a degradação lateral é típica de um clima semiárido”. Naquela região, a morfogênese mecânica formou superfícies aplainadas e sedimentos grosseiros e finos. A dissecação vertical, característica da decomposição química de climas úmidos e quentes, produziu espessos regolitos, recobertos por densas florestas úmidas.

Nas épocas semiáridas, as florestas recuam para os biótopos em que a umidade possa ser mantida e, então, constituem refúgios para a fauna e para a flora. Viadana (2002: 26) cita Bigarella (1964), que estudou depósitos sedimentares em vários lugares do Brasil e mostrou que a ciclicidade do clima fica revelada nos sedimentos, o que permite calcular a idade das formações vegetais atuais. Bigarella (apud Viadana) mostrou, estudando sedimentos quaternários em diversas regões do país, que as glaciações causam a semiaridez, enquanto os períodos interglaciais umedecem o clima. Em 1970, Damuth e Fairbridge (apud


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1990, p. 114; VIADANA, 2002, p. 34) “confirmaram a afirmação de Bigarella (1964, apud VIADANA) e de Leite e Klein, de que nos períodos glaciais o clima é frio e seco e nos períodos interglaciais é úmido e quente”.

Essas mudanças atingem diretamente os seres vivos e os obrigam a adaptar-se a elas – ou perecer. Inúmeros refúgios formaram-se no Brasil e na América do Sul, devido a modificações do clima no Quaternário. Os refúgios acabam por se tornar centros de dispersão, de onde espécies de animais e de plantas migram tão logo as condições ambientais externas lhes permitam expandir.

3 OS BIOMAS

Os reinos biogeográficos compreendem os biomas, embora os critérios de delimitação estejam baseados mais na forma das plantas submetidas a um tipo climático existente atualmente do que propriamente no nível de endemismo, na sua evolução e nas áreas de dispersão dos seres vivos.

Os biomas estão reunidos em quatro grupos principais, também chamados biócoros. São eles: florestas, savanas, estepes (pradarias, campos) e desertos.

Os reinos biogeográficos abrigam os seguintes biomas:

Reino Holártico – tundra, taiga, floresta temperada decídua, estepes e pradarias, deserto, vegetação mediterrânea.

Reino Paleotropical – deserto, estepe, savana, floresta tropical úmida.

Reino Australiano – deserto, estepes e pradarias, savana, floresta temperada decídua, floresta tropical úmida, vegetação mediterrânea.

Reino Neotropical – floresta tropical úmida, savana, estepe e pradaria, floresta temperada decídua, vegetação de montanhas.

A seguir, a descrição dos biomas, independentemente de reino ou região biogeográfica em que se encontram.

3.1 BIOMA DE TUNDRA

Nos limites do Polo Norte, entre 50o e 70o de lat. norte, está a tundra – vegetação de porte rasteiro, que enfrenta um clima cujo verão é de 6 a 10 semanas, com apenas quatro meses do ano ultrapassando 10o C, e invernos longos de temperaturas abaixo de zero grau. O nome tundra significa terra nua e deriva do finlandês tunturia. O ecossistema da tundra é muito recente e formou-se no fim


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da última glaciação, há cerca de 10 mil anos, quando o gelo começou a recuar e a expor a superfície nua das rochas. É o maior ecossistema da Terra, recobrindo cerca de 20% do planeta.

No Hemisfério Sul, a tundra aparece apenas em pequenas ilhas ao largo da Antártida e Península Antártica. Nas altas montanhas, como nos Andes, ocorre uma cobertura vegetal fisionomicamente muito semelhante à tundra ártica, embora com flora diferente. É considerada tundra altitudinal.

A tundra distingue-se por quatro fatores: um período de crescimento vegetativo de menos de 50 dias entre a primavera e o outono seguinte; existência do permafrost, denominação do subsolo sempre gelado; precipitações inferiores a 250 mm/ano concentradas no verão; baixa produtividade das plantas (inferior a 1g de matéria seca por m2/dia), ou seja, a vegetação cresce muito lentamente.

As temperaturas são extremas e no mês de julho, o mais quente, elas não chegam a 10º C. No inverno, as temperaturas podem chegar a 50º C abaixo de zero ou menos. As chuvas anuais não alcançam 250 mm.

O clima da tundra do Hemisfério Norte é controlado por massas de ar polares e árticas. Além da temperatura, a evaporação também é baixa. As massas árticas dominam no extremo norte da tundra, com os seus centros de alta pressão localizados no Oceano Ártico e na Groenlândia. “No interior dos continentes aparecem massas de ar polares continentais e polares marítimas” (STRAHLER, 1984, p. 307). A frente polar ártica atua durante todo ano com tempestades violentas, que se movem para leste.

Embora a tundra ártica cubra uma larga extensão espacial, a composição florística é muito pobre, resumindo-se a musgos, liquens, gramíneas, arbustos e ervas diversas.

Não existem árvores na tundra. As baixas temperaturas e os solos litólicos, em sua maioria, determinam faixas de vegetação, que se estendem a partir da taiga (floresta de coníferas, a última linha de árvores). Furley e Newey (1986, p. 225) apontam três faixas: “tundra alta, tundra média e tundra baixa”. As designações não se referem ao porte da vegetação, mas à latitude em que se acham elas.

A tundra alta envolve o Polo Norte, aparecendo no litoral setentrional dos continentes e em ilhas ao norte do Canadá. Nas ilhas, a vegetação é muito esparsa, formada por diminutas manchas de líquens, musgos e ervas. Em algumas depressões aparece o salgueiro-anão, a única espécie lenhosa.

A tundra média aparece mais ao sul, onde as condições climáticas e edáficas permitem uma cobertura de maior porte, como as urzes sobre solos pobres (charnecas). Predominam juncos e turfas, espécies de áreas pantanosas.


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No extremo sul da região estende-se a tundra baixa, que recobre o norte do Canadá, o Alaska, o sul da Groenlândia e vastas áreas da Sibéria. São espécies lenhosas, como moitas de salgueiros e bétulas, ericáceas, musgos, líquens e ervas. “A família Saxifragaceae, plantas herbáceas ou arbustivas lenhosas, pouco comum no Brasil, inclui, dentre outras, o gênero Ribes, de onde se extrai a popular bebida groselha”. (JOLY, 1991, p. 362).

A tundra baixa limita-se com a taiga. Entre ambas aparece um ecótono (faixa de transição entre ecossistemas), com espécies de ambas as formações, chamada de floresta da tundra, com manchas de pinheiros, abetos e larícios.

Walter (1986, p. 292) tem outra taxonomia para a tundra do Hemisfério Norte: “tundra de arbustos anões, equivalente à tundra baixa (ao sul); a tundra verdadeira de líquens e musgos, semelhante à tundra média; e o deserto frio, com vegetação esparsa entremeada de blocos rochosos soltos e afloramentos correspondendo à tundra alta (no extremo norte)”.

O permafrost, camada permanentemente congelada do subsolo, pode atingir, no norte do Hemisfério Norte, centenas de metros de profundidade, reduzindo-se para o sul, chegando até cerca de 25 cm de espessura. O permafrost dificulta o crescimento das plantas superiores, porque as raízes são impedidas de se aprofundar, e reduz a atividade de bactérias e fungos na decomposição da matéria orgânica. A matéria orgânica morta mal decomposta acumula-se na superfície, originando uma espessa camada de turfa. O permafrost impede a infiltração da água do degelo, que também se acumula à superfície e origina outro traço marcante da tundra: milhares de lagos pontilham a paisagem no verão, e se constituem habitats povoados por uma enorme multidão de aves e mamíferos.

Urzes são plantas da família Ericaceae, típicas de solos pobres, ácidos e mal drenados. As Ericáceas têm 82 gêneros com mais de 2.500 espécies, que aparecem nas regiões temperadas e subtropicais dos dois hemisférios. São plantas lenhosas, arbustivas, com folhas esclerófilas e flores muito vistosas. No Brasil, é muito comum nos jardins o Rhododendron spp, a azaleia, que floresce no inverno, e a Erica spp. Na Europa, cachimbos de boa qualidade são feitos de madeira de Erica spp. O nome urze foi introduzido pelos portugueses (JOLY, 1991, p. 535).

IMPORTANTE


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A umidade do solo regula a distribuição das plantas. Em solos bem drenados, como os litossolos, liquens e musgos predominam. Nos solos não encharcados, como nas encostas suaves de solos castanhos, gramíneas e arbustos anões de Vaccinium spp aparecem ao lado de ervas do gênero Dryas spp. Nos solos alagados dos brejos são comuns ciperáceas como Carex spp, e musgos como Hypnum spp, Sphagnum spp e Aulocomnium spp.

As plantas desenvolveram artifícios para enfrentar os fatores limitantes. Como o período favorável é curto, elas têm que aproveitar ao máximo o calor. “A alta latitude reduz a radiação solar e as plantas procuram no calor emitido pelo solo outra fonte de energia para compensar. Por esta razão, não são maiores que 8 ou 10 cm” (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 232). Os talos e folhas do salgueiro-anão (Salix herbacea), por exemplo, alastram-se sobre o solo e formam um emaranhado intrincado, que dificulta caminhar sobre ele.

O metabolismo das plantas é lento devido ao frio, por isto, elas atingem idades avançadas: o salgueiro-do-Ártico (Salix arctica) vive 150 anos, e o zimbro (Juniperus communis) ultrapassa os 300 anos. Liquens, como Rhizocarpon geographicum, podem viver por milhares de anos. “Os liquens usam convenientemente o calor do solo ou da superfície das rochas e a água do degelo, o que lhes faculta uma fotossíntese eficiente”. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 234)

Na curta estação de crescimento (primavera e verão), as plantas adaptaram-se a se desenvolver, reproduzir e, em seguida, entrar em dormência para se preparar para o inverno seguinte. As plantas fazem fotossíntese em baixas temperaturas e muitas espécies usam reservas de carboidrato estocadas nas raízes, talos e rizomas.

Do mesmo modo que as plantas, os animais da tundra também se adaptaram ao frio e também aos predadores. São representantes da fauna do Hemisfério Norte o boi almiscarado (Ovibus muschatus), a raposa-do-Ártico (Alopex lagopus), a ptármiga (Lagopus hyperboreus), dentre outros e que possuem adaptações como grossa camada de pele, impermeável ao frio e à umidade. A raposa pode suportar temperaturas abaixo de 50º C negativos sem interromper as suas atividades. A camuflagem é importante para escapar aos predadores. A raposa e o arminho (Mustela erminea) são marrons no verão e brancos no inverno. A pelagem branca é valiosa no mercado de peles e, por isso, sofrem ambos intensa caça.

Vaccinium é um dos 82 gêneros da família Ericaceae. Plantas lenhosas, típicas de solos ácidos, algadiços (JOLY, 1991, p. 534).

IMPORTANTE


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Os lemingues (o lemingue marrom, Lemmus lemmus, e o lemingue de coleira, Dicrostonyx torquatus) não hibernam e nem armazenam reservas de alimentos para o inverno. No período frio, metem-se sob a neve, formando enormes colônias. Alimentam-se de raízes, sementes e musgos. Estes animais ocupam uma posição fundamental na cadeia alimentar da tundra. Fertilíssimos, procriam em todas as estações do ano, quando nascem de 8 a 10 filhotes. A fêmea pode procriar a partir da terceira semana de idade. O tamanho não passa dos 15 cm e pesam apenas 50 g. Contudo, com um metabolismo intenso, têm que consumir de 40 a 50 kg de plantas por ano. “Uma colônia que ocupe uma área de 1 a 1,5 ha arrasa mais de 95% da vegetação” (WALTER, 1986, p. 291). Nos túneis cavados na neve, a temperatura é de 10º C, enquanto na superfície pode estar 50º C abaixo de zero. Ao fim do inverno, emigram para outra área, deixando para trás um terreno arrasado. Na primavera, no entanto, gramíneas e ciperáves rebrotam rapidamente.

A lenda popular diz que os lemingues se suicidam no verão. Na verdade, a cada quatro ou cinco anos há uma explosão populacional, se a comida é farta. Após devastar a região, partem à procura de outras áreas e o processo de devastação prossegue. A redução do alimento leva a uma drástica redução populacional e a colônia emigra. Nesse período de escassez, os lemingues constituem massas compactas de animais, que vagam pela tundra. Ao encontrar um braço de mar, rio ou lago, não hesitam em pular na água, pois são exímios nadadores. No entanto, muitos perecem afogados, devido ao cansaço da marcha. Gaivotas, peixes carnívoros, raposas, lobos e corujas fartam-se com tanta comida. São predadores do lemingue a skua (Catharacta skua), a raposa do Ártico, a doninha e a coruja. Por isso, a variação cíclica da população de lemingues atinge em cheio as populações dos predadores. Quando a população dos lemingues reduz-se, os predadores partem para outras presas, como a ptármiga e os esquilos, ou emigram para o sul.

3.2 BIOMA DE TAIGA - FLORESTA BOREAL DE CONÍFERAS

Localizada ao sul da tundra, entre as latitudes de 45o e 75o graus, a taiga forma um cinturão contínuo entre a América do Norte (Canadá e Alaska, uma estreita faixa no extremo oeste americano e pequenas manchas no norte dos EUA), o norte da Europa (norte da Escócia e Escandinávia), atravessava toda a Sibéria, e chega até o Japão. Na Sibéria, a taiga alcança a sua maior extensão norte-sul, estendendo-se por 1.600 quilômetros de território. O bioma de taiga no Hemisfério Sul é pouco expressivo em território. Na latitude correspondente à localização da taiga predomina oceano. Aparece pontualmente no sul do Chile, no extremo sul-ocidental da Austrália, na Nova Zelândia e na Tasmânia - apresentam uma cobertura semelhante na fisionomia, mas com flora muito diferente.


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A floresta tem uma fisionomia característica – árvores, muitas vezes com mais de 40 metros de altura, de copa com forma cônica quando jovem, com troncos retos, galhos curtos e folhas pequenas, estreitas, em forma de agulha (acícula), de onde advém o nome da floresta – aciculifólia.

“A tundra e a taiga têm origem pós-glacial, quando o gelo começou a recuar, há cerca de 10 mil anos” (WALTER, 1986, p. 276). A taiga ocupava, então, pequenos refúgios, e, graças ao clima mais úmido do Holoceno, pôde, então, avançar para colonizar as terras atuais, paralelamente à tundra, ao norte.

A floresta boreal estende-se nas áreas dominadas pelas massas polares continentais, frias, secas e estáveis – isto é, a região fonte do anticiclone continental. Além disso, é sempre invadida por massas árticas continentais, extremamente frias. As poucas chuvas concentram-se no verão, trazidas por ciclones móveis marítimos.

As condições climáticas são extremas. O gradiente de temperatura entre verão e inverno cresce com as latitudes. Por exemplo, na cidade de Fort Vermilion, Província de Alberta, no Canadá, na latidude de 58o norte, a temperatura máxima absoluta do verão é de 14o C, a mínima absoluta no inverno, -27o C. São sete meses consecutivos de temperaturas abaixo de zero. “Em Yakutsk, na Sibéria, a 62o de latitude norte, a máxima absoluta é de 17o C, e a mínima, -43o C” (STRAHLER; STRAHLER, 1996, p. 214).

As precipitações não chegam, em muitos casos, a 300 mm anuais e se concentram sempre no verão. Em Fort Vermilion, o máximo se dá em julho, com 50 mm. O total anual é de 310 mm. No verão, o sol brilha durante 16 horas consecutivas em julho, mas no inverno o sol só aparece por cinco horas diárias (janeiro) (STRAHLER; STRAHLER, 1996, p. 214).

A maioria das coníferas é perenifólia. As copas são muito densas e o sub-bosque, por esta razão, é ralo. A umidade no interior da mata é elevada e o solo é recoberto por um denso tapete de musgos. A comunidade vegetal é pobre em espécies, predominando, em geral, uma ou duas espécies em vastas áreas. Entretanto, as populações são numerosas. Nos lugares mais bem drenados, mas ainda com alguma umidade, líquens e certas espécies de musgos são as espécies dominantes, e nos trechos onde o solo é mais úmido, arbustos baixos (Vaccinium spp, Empetrum spp) são os dominantes. O musgo Sphagnum spp. aparece apenas nas baixadas muito encharcadas.

A forma cônica das árvores impede que a neve se acumule nos galhos. Isso evita que quebrem com seu peso. Se houver água suficiente, a fotossíntese se faz sempre, exceto no inverno, quando a água congela. A forma acicular das folhas diminui a superfície de contato com o ar, o que reduz a evapotranspiração no verão e na primavera preserva a água nas células. (SIMMONS, 1982, p. 130).


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“A variação de latitude tem forte influência da composição florística da taiga”. Furley & Newey (1986, p. 242) dividem a floresta em três zonas: a floresta da tundra, a última linha de árvores, ao norte; a subzona de bosques, uma zona de transição, ao sul da floresta da tundra; e a floresta boreal. Esta última designação engloba toda a floresta da taiga.

A floresta da tundra é uma formação aberta de transição com árvores raquíticas, como lariços e abetos, lado a lado com arbustos, ervas e outras espécies da tundra. Na subzona de bosques, ao sul, a formação é mais densa, com um sub-bosque muito denso. Aparecem abetos brancos (Picea glauca) e abetos negros (P. mariana).

A taiga típica, a floresta boreal, é densamente povoada por coníferas de grande porte, bem desenvolvidas (abetos branco e negro e o bálsamo, Abies balsamea, são as espécies mais comuns). Pântanos e atoleiros nas depressões são rodeados por formações de abeto negro. Os bálsamos e o abeto branco preferem solos bem drenados e férteis.

Na América do Norte, quatro gêneros de coníferas predominam: o abeto vermelho (Picea), os pinheiros (Pinus), o abeto (Abies) e o lariço (Larix), este, o único gênero com espécies caducifólias. (WALTER, 1986, p. 267). Na costa do Pacífico, Picea glauca (abeto vermelho) é a espécie dominante, que se estende numa faixa contínua até a Terra Nova, no Atlântico.

Na Europa, a dominância está a cargo de apenas duas espécies, o abeto vermelho (P. abies) e o pinheiro bravo (Pinus sylvestris). Na Sibéria, a flora é mais rica: os abetos Picea obovata, Abies sibirica, o lariço Larix sibirica e o pinheiro Pinus sibirica. Nas áreas de clima seco da Sibéria Oriental, em terrenos acidentados, longe da influência do Pacífico, a grande floresta de lariço dahuriano (Larix dahurica) recobria mais de 2,5 milhões de quilômetros quadrados (WALTER, 1986, p. 266). “Era uma formação aberta, com um sub-bosque denso de arbustos, ervas e briófitas” (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 243), “hoje é praticamente inexistente devido ao desmatamento. A ação combinada do clima, solo, topografia, ação do fogo e a exploração humana são fatores atuais que interferem na distribuição e na variação florísticas” (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 243)

Uma das características da floresta boreal é a competição entre as plantas, que determina a sua distribuição espacial. As coníferas consomem com grande rapidez os nutrientes do solo, restando poucos elementos úteis para o sub-bosque, que, por isto, é formado por plantas pouco exigentes e raquíticas. Mesmo coníferas jovens, sobretudo os pinheiros, têm dificuldade em competir com as plantas adultas: têm que aguardar a morte de uma árvore velha para que possam se desenvolver convenientemente, livres da competição (WALTER, 1986, p. 268). A concentração de nutrientes é mais importante que a luminosidade para a composição florística do estrato herbáceo. Outro fator importante na distribuição das plantas é a resistência ao frio, que chega na Sibéria Oriental a -60º C. O lariço (Larix), que perde as acículas no inverno, é uma das poucas árvores que podem suportar temperaturas desta ordem.


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Também a fauna tem participação na distribuição da floresta. Furley e Newey (1986, p. 245) agrupam os animais em categorias segundo os efeitos que causam na cobertura: dominantes, maiores influentes e menores influentes. Os dominantes agem sobre outros animais e plantas diretamente e, pois, controlam as comunidades. São o alce (Alces alces), que pisoteia o solo e muda a composição florística, erradicando muitas espécies, e também prejudicando outros animais. Entre os maiores influentes, agrupam-se os predadores de grande porte (os carnívoros) e mesmo o homem. Na última categoria estão os carnívoros invertebrados e os parasitas.

Na costa ocidental da América do Norte, da Califórnia até o sul do Alaska, e também no sul da Austrália e no sul do Chile, aparece uma formação que pertence à floresta boreal, mas com características próprias, a floresta úmida das costas ocidentais. Na costa ocidental da América do Norte, a formação inclui a floresta de sequoias, coníferas sempre verdes, que podem alcançar mais de 100 metros de altura e estão entre as espécies mais longevas conhecidas – a idade das árvores ultrapassa, muitas vezes, os dois mil anos. Localizam-se onde predomina o clima oceânico das costas ocidentais. As chuvas são distribuídas no decorrer do ano graças à ação conjunta de tempestades ciclônicas e do efeito orográfico produzido pela proximidade das Montanhas Rochosas. No entanto, o máximo de chuvas se dá no inverno. No verão, o anticiclone subtropical do Pacífico invade a região, fazendo reduzirem as chuvas, porque desvia as massas polares e a frente polar para leste e sudeste. No inverno, as massas polares são desviadas para leste pelo efeito de Coriolis, impedindo que as temperaturas desçam a valores negativos na floresta e permanecem entre 1º e 2º C positivos em janeiro (STRAHLER; STRAHLER, 1996, p. 291). No entanto, a incidência das frentes polares aumenta com o recuo do anticiclone para o oceano durante os meses frios. No verão, em julho, a temperatura não ultrapassa os 17º C.

FONTE: Strahler e Strahler (1996, p. 291)

O podzol é o solo predominante. É um solo ácido e muito lixiviado. Há pouca atividade bacteriana, o que resulta numa espessa camada de húmus, que comporta razoáveis concentrações de cálcio, sódio e potássio. O teor de nutrientes, as chuvas abundantes, o inverno suave, são fatores primordiais para a floresta, que, então, abriga as maiores árvores do mundo.

“A sequoia vermelha (Sequoia sempervirens), a sequoia gigante (S. giganteum) e o abeto de Douglas (Psudotsuga taxifolia) são as espécies dominantes” (STRAHLER, 1986, p. 379). A sequoia vermelha e a gigante podem ultrapassar 100 metros de altura e 20 metros de perímetro de tronco.

O bioma de taiga no Hemisfério Sul não apresenta a mesma expressividade territorial e de diversidade. O Chile é influenciado predominantemente pela presença do Oceano Pacífico, de águas frias, devido à corrente de Humboldt, o que empurra as temperaturas para baixo. No sul do Chile a dominância é de espécies do gênero Nothofagus. Este gênero pertence à família Fagaceae, com 600 espécies distribuídas em seis gêneros (JOLY, 1991, p. 228). “São árvores, em


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geral, caducifólias, como N. obliqua, que forma extensas florestas”. (WALTHER, 1986, p. 174). Mais para o sul, o clima torna-se superúmido, com as chuvas atingindo índices entre 2.000-3.000 mm anuais, e a floresta perenefólia é formada por N. dombeyia, com os gêneros de coníferas Austrocedrus e Podocarpus e a espécie Araucaria araucana. No extremo sul aparecem florestas de menor porte, denominadas localmente de florestas de Magalhães, com uma flora empobrecida pelas baixas temperaturas e árvores de porte reduzido, com 6-8 metros de altura. Aparecem também pântanos bem desenvolvidos.

A vida animal na taiga é muito semelhante à da tundra. A fauna é mais diversificada, porque o período de frio é menor. Entretanto, muitas espécies emigram no inverno. No Hemisfério Norte, muitos mamíferos hibernam, como os ursos. Outros, como os veados e os alces, não hibernam, mas desenvolveram pêlos longos contra o frio, a neve e a chuva. Mussaranhos e ratos silvestres vivem sob a neve, que os mantém aquecidos e alimentados com uma boa provisão de comida estocada durante os meses quentes. Os ursos preparam-se para o inverno alimentando-se fartamente de frutas, peixes e pequenos mamíferos. Veados e alces, que não hibernam, alimentam-se, no inverno, de líquens, musgos e cascas de árvores e de arbustos.

Pica-paus, chapim, quebra-nozes, corujas, gaviões e a tetraz são as únicas aves residentes fixas, inclusive no inverno holártico. Alimentam-se das agulhas das coníferas (o galo silvestre europeu, na família da tetraz, e o pardal do pinheiro, um tentilhão), líquens e musgos, que atraem insetos, caramujos, estes, dieta dos pássaros pequenos. Na primavera, uma vasta população de insetos é alimento de pássaros, que estão chegando das regiões mais quentes e têm, pois, comida farta. São vespas, abelhas, mosquitos, que passam o inverno na forma de pupas, encerrados no solo ou nas árvores, onde são procurados pelos pica-paus.

Na primavera, insetos e vertebrados, que sugam a seiva das árvores, animais pastadores e os que comem folhas e raízes prejudicam intensamente a floresta. Apenas na estação seguinte as plantas se recompõem. Esse excesso de atividade dos herbívoros traz problemas para as plantas. Furley e Newey (1986) enumeram: redução da fotossíntese, com diminuição consequente da produção de carboidratos e do transporte da seiva, e menor potencial reprodutivo devido ao consumo de frutos e flores.

O alce tem participação intensa na modificação da paisagem: o pisoteio compacta o solo e dificulta o crescimento da vegetação herbácea, e a intensidade com que consome as plantas pode reduzir algumas populações. “No verão, alimenta-se de plantas aquáticas e, no inverno, quando os lagos congelam, procura ramos de bétulas, salgueiros e faias” (FURLEY & NEWEY, 1986, p. 246). Outro herbívoro que altera a paisagem é o caribu, que se alimenta em todos os estágios de desenvolvimento da sucessão vegetal. Os caribus estendem o seu hábitat até a tundra. No estágio pioneiro, os líquens são a sua dieta predileta. No inverno, manadas de milhares de caribus deslocam-se para o sul e invadem a taiga. Os


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galhos de abetos e lariços recobertos de líquens são arrancados e, com a língua, eles retiram os líquens. Em poucos dias, a paisagem da taiga fica profundamente modificada, com árvores mutiladas.

Para os carnívoros, não falta comida. O lobo (Canis lupus) caça animais grandes, como o alce e o boi almiscarado. O lince (Lynx spp), a doninha (Mustela nivalis) e a marta (Martes martes) atacam pequenos mamíferos e aves.

A madeira é explorada desde o século XIX, principalmente para a produção de papel. Por isto, a floresta boreal está bastante reduzida, retringindo-se a pequenas manchas. Raios causam incêndios no verão, quando a vegetação está muito ressecada. “As clareiras abertas são logo colonizadas por ervas, arbustos, que são alimento de arganazes, veados e aves, e, principalmente, pinheiros (Pinus spp), que são plantas invasoras de rápido crescimento” (WALTER, 1986, p. 264). Nas zonas de transição da floresta boreal com a floresta decídua ao sul, os pinheiros, no processo de regeneração da mata, podem ser substituídos por plantas decíduas, que acabam por constituir florestas decíduas puras. Monoculturas de abeto-vermelho (Picea abies), decíduas, têm substituído as florestas decíduas e as de pinheiros. Acampamentos itinerantes formam a base da indústria madeireira na Sibéria. “Plantas medicinais, como o teixo (Taxus brevifolia), de cuja casca se produz remédios contra o câncer, são muito procuradas”. (COX; MOORE, 1994, p. 92).

O comércio de peles é outra atividade que tem contribuído para a devastação da floresta, graças ao desequilíbrio das relações ecológicas. O castor, o lince, o arminho, a raposa, a zibelina, dentre outros, são espécies intensamente caçadas. Os movimentos de grupos ecologistas reduziram em muito a caça, mas, eventualmente, ela retorna com força. Muitos animais são criados em cativeiro, como é o caso do arminho, unicamente para o abate.

A poluição do ar pelas indústrias é outro fator limitante para a floresta boreal. Óxidos de enxofre e de nitrogênio, ao reagir com a água da atmosfera, originam ácido sulfúrico e nítrico, que retornam à superfície como chuva ácida. A resistência da floresta boreal à poluição é baixa, porque a diversidade florística não é grande. “A homogeneidade dos ecossistemas facilita o ataque de insetos e larvas, que se alimentam das cascas ou das raízes” (COX; MOORE, 1994, p. 92).

A chuva ácida diminui a capacidade dos solos alcalinos, típicos da floresta, em neutralizar os ácidos trazidos por ela. O degelo, por sua vez, leva água acidificada para os rios e lagos. A água ácida, uma vez infiltrada no solo, lixiviando os minerais solúveis, é absorvida pelas raízes e isto acelera a redução da resistência da planta. O teor de alumínio no solo também é aumentado com a acidez e, como não é eliminado, acumula-se nos vasos da planta, afetando seu desenvolvimento.


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Sem a mata, os pássaros emigram, em sua maioria, e deixam o campo livre para insetos, principalmente da ordem Diptera, como moscas e mosquitos, que têm causado muitos problemas de saúde não só para o homem no norte do Canadá, mas também para aves e animais domésticos. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 246).

3.3 FLORESTA TEMPERADA SEMIDECÍDUA OU MISTA

Ao sul da floresta boreal, a floresta semidecídua ocupa uma área menor que a Taiga. Situada entre 50º e 30º de latitude norte, na zona temperada da América do Norte, do leste da Ásia, da Europa Ocidental e Central. No Hemisfério Sul ela aparece no litoral do Chile, na Patagônia, numa estreita faixa no litoral sudeste da Austrália, na Nova Zelândia e no extremo sul da África do Sul.

Strahler (1986) inclui o clima da floresta no grupo clima das latitudes médias e o divide em duas categorias: clima marítimo da costa ocidental, localizado no noroeste da América do Norte, no oeste da Europa, e no centro-sul e no extremo sul do Chile; clima continental úmido, no centro e nordeste da América do Norte e na Eurásia, estendendo-se da Europa Central até o sul dos Montes Urais. Interrompido pelas estepes e pelo Himalaia, volta a aparecer somente a leste desta cordilheira, de onde se estende até o litoral.

O clima marítimo das costas ocidentais tem influências do mar e as temperaturas não descem abaixo de zero grau. As chuvas se concentram no inverno, trazidas por massas polares úmidas que, na verdade, dominam na maior parte do ano. No verão, a massa subtropical invade o continente, porque as massas polares recuam e mantêm o ar estável, reduzindo as chuvas. Clima continental úmido, que fica na zona da frente polar ártica, tem verões quentes e invernos de três meses com temperaturas abaixo de zero. Chuvas convectivas concentram-se no verão, trazidas pela massa tropical marítima, que faz subir a temperatura a índices muito altos. No inverno, a frente polar traz chuvas ciclônicas. A estação de crescimento das plantas é de quatro a seis meses, o que lhes assegura um bom desenvolvimento.

Cox e Moore (1994, p. 93) agrupam a Floresta Semidecídua Temperada em quatro categorias:

1) Floresta mista de coníferas e árvores decíduas de folhas largas, que constitui a vegetação clímax da maior parte da floresta.

2) Floresta mista de coníferas e árvores perenefólias de folhas largas, típica da região mediterrânea, rara atualmente, mas ainda observável no Chile, na Nova Zelândia, Tasmânia e África do Sul.


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3) Floresta de folhas largas composta quase inteiramente de árvores decíduas, que, antigamente, recobria a Europa, norte da Ásia e leste da América do Norte, e, hoje, existe somente na Patagônia.

4) Floresta de árvores perenefólias de folhas largas, encontrada na Flórida, nordeste do México e no Japão.

No outono, a floresta ganha um colorido que varia em tons de amarelo e laranja, pois ao cessar a fotossíntese, deixa de produzir clorofila e passa a mostrar outros pigmentos, até o momento da queda das folhas. As folhas caem no outono, porque os dias tornam-se gradativamente mais curtos e a radiação do sol diminui, indo compor a serapilheira, que forma um espesso tapete no chão da mata. Ao se decompor, recobre o solo com uma camada de matéria orgânica ou húmus, que traz muita fertilidade. Na primavera a vegetação apressa-se em reproduzir. A floresta toma o colorido de incontáveis árvores e do estrato herbáceo. O adensamento das copas provocado pelas novas folhas que vão brotando aos poucos acaba por impedir a penetração da luz no chão. Com o sombreamento, o tapete de ervas que, neste curto momento já brotou, floresceu, produziu frutos e sementes, perece.

Os solos predominantes são o podzol, caracterizados pela presença de óxidos de ferro e de alumínio lixiviados e que se acumulam no horizonte B, caracterizando o horizonte Bt (B textural), e o solo chernozem (negro), muito fértil pela quantidade de matéria orgânica, o que o tornou excessivamente procurado para a agricultura. Troppmair (2002, p. 59) enumera as suas qualidades: concentração adequada de carbonatos de cálcio e de magnésio, camada de húmus, que pode chegar a 80 cm, teores diferentes de carbonatos e horizontes de matéria orgânica em diferentes estados de decomposição. Os solos pardos são uma transição entre o podzol e os solos podzólicos vermelho-amarelos, de origem cristalina e pobres em carbonatos. (TROPPMAIR, 2002, p. 59).

Floristicamente, a formação norte-americana é mais rica que a euroasiática, por causa do clima, da topografia e dos solos. Essas propriedades originavam vários tipos de clímax. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 251). Mas, na Eurásia, desde a Idade Média e acentuando-se nos séculos XIX e XX, a fase final e mais madura da sucessão vegetal não é mais encontrada. No seu lugar, predominam hoje formações secundárias, terras ocupadas pela agricultura e cidades.

A distribuição da fauna e da flora no reino Holártico depende fortemente do relevo. Cadeias montanhosas, que se estendem no sentido latitudinal, como os Alpes e os Pirineus, na Europa, funcionaram como uma barreira para os deslocamentos no sentido do sul, durante as glaciações, o que levou muitas espécies à extinção. O Himalaia constitui uma barreira difícil de ser transposta pela maioria das espécies de plantas e de animais. Outras cadeias atuam como corredores de dispersão, como as Montanhas Rochosas e os Apalaches, na América do Norte, e os Urais, na Sibéria, que se dispõem no sentido longitudinal e facilitam, por isto, os deslocamentos no sentido dos meridianos.


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O carvalho (Quercus spp), a faia (Fagus spp), a bétula (Betula spp), o bordo (Acer spp), a tília (Tilia spp), o olmo (Ulmus spp), o fresno (Fraxinus spp), o tulípero (Lidiondendron spp), a castanha (Castanea spp), dentre outros, são árvores decíduas ou caducifólias de folhas largas, comuns na América do Norte, no sudeste da Europa e na Ásia oriental (STRAHLER, 1984, p. 378). Na Nova Zelândia, na Tasmânia, no sul do Chile e na Colúmbia Britânica aparecem outras coníferas e espécies perenes de folhas largas.

A cobertura atual, na sua maior parte, é secundária, formada por arbustos anões, principalmente Callunis vulgaris, da família Ericaceae. O sub-bosque primário, em muitas regiões, era formado por espécies da charneca ou urze. “Com o desmatamento, os arbustos da charneca expandiram-se nos terrenos desocupados pela agricultura. Cerca de ¼ à metade da Escócia encontra-se coberto pela charneca (Calluna vulgaris)”. (WALTER, 1986, p. 193). Na Escócia, queima-se regularmente a charneca para a formação de pastos, onde se criam ovelhas. Exceto nas florestas, as charnecas e urzes são vegetação de solos pobres, ácidos, bem drenados e arenosos.

Na estação de crescimento, a primavera, inicia-se uma intensa atividade orgânica no solo da floresta, com um exército de macro e micro-organismos, que atacam a matéria orgânica – lesmas, besouros, aranhas, larvas, caracóis, minhocas etc. O resultado é a espessa camada de húmus. Pássaros insetívoros têm comida farta a partir da primavera. Na Europa, o chapim (Parus spp), e, na América do Norte, o chickadee, comem indistintamente insetos e plantas. O pássaro abelheiro (P. caeruleus), o chapim grande (P. major), a andorinha (Hirundo rustica), o papa-moscas (Empidonax flaviventris) e muitos outros pássaros ocupam nichos diferentes, de maneira que a competição entre eles é reduzida.

Herbívoros variados, como os veados, na América do Norte, o bisão, na Europa, roedores, como os arganazes, ratos e esquilos, ocupam o segundo nível da cadeia alimentar e são predados por uma grande quantidade de carnívoros, como a coruja amarela (Strix aluco), na Eurásia, cuja dieta inclui arganazes e ratos, e na sua falta, pequenos pássaros, peixes, sapos e insetos. O gavião (Accipiter nisus), na Eurásia e África do Norte, o lobo (Canis lupus), hoje extinto na Europa, mas ainda sobrevivendo a duras penas na América do Norte, são outros predadores importantes. O guaxinim (Porcyou lotor), o urso negro (Ursus americanus), o gambá (Mephitis mephitis) são onívoros. A rede alimentar é complexa e longa. As relações das cadeias alimentares envolvem os ciclos minerais, a biomassa e a produtividade da floresta e também transferência de elementos e nutrientes da serapilheira para o solo pela lixiviação, a acumulação dos nutrientes no solo e a retenção nos galhos e nas copas das árvores.

FONTE: Furley; Newey (1986, p.253)

Túneis cavados por pequenos roedores e pelas minhocas melhoram a circulação da água e a aeração do solo. Estes animais revolvem o solo e incorporam matéria orgânica. Numa floresta de carvalhos da Sibéria, em um hectare havia


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3.350 entradas para os túneis de roedores, que perfaziam um comprimento total de 7,9 km de subterrâneos (WALTER, 1986, p. 207).

Sapos, rãs, salamandras e tritões vivem nos alagadiços, nos rios e nos lagos. As salamandras alimentam-se de minhocas, caracóis e artrópodos. De coloração berrante, algumas espécies excretam uma toxina que bloqueia o sistema nervoso e pode matar animais grandes. Por isso não são predadas, ocupando o topo da cadeia alimentar (STORER et al., 1991, p. 639).

Plantas ciófitas (adaptadas à sombra) e heliófitas (adaptadas ao sol) travam uma violenta batalha pela luz, que sempre acaba com a morte de alguém. As ciófitas, por aproveitarem melhor a pouca luz, formam um sub-bosque muito denso, que impede o crescimento das heliófitas, que ficam com o porte de arbustos. Quando uma clareira se abre na floresta e espécies heliófitas começam a se regenerar, o dossel das ciófitas dificulta o seu crescimento, fazendo sombra sobre elas e, então, a predominância será das ciófitas. Esse processo complexo e altamente seletivo pode ser visto na floresta de araucária (Araucaria angustifolia), no sul do Brasil. Na realidade, ele se dá em toda floresta muito fechada.

Quando as árvores da mata semidecídua temperada estão desfolhadas, a quantidade de luz incidente sobre a superfície é total. A luminosidade do solo varia com as estações. No final do inverno e início da primavera, quando as árvores estão desfolhadas, a luz atinge o chão da mata, o que é capital para a vegetação herbácea e arbustiva. Com o avanço da primavera, as copas das árvores vão se adensando e a quantidade de luz reduz-se proporcionalmente. Walter (1986, p. 201) acentua que as plantas geófitas (com brotos abaixo da superfície, como os tubérculos), se beneficiam desse curto período – elas florescem, frutificam e armazenam reservas nos bulbos e rizomas, preparando-se para o inverno seguinte. Quando as copas se fecham, as geófitas entram em dormência.

A competição entre as raízes também é grande. As árvores têm uma capacidade de sucção da água do solo e de absorver nutrientes, muito maior que a dos arbustos e ervas (WALTER, 1986, p. 206). Este é um fator limitante contra o qual os arbustos e ervas se veem na contingência de lutar – as plantas menores ficam com as sobras que as árvores não conseguem absorver. Entretanto, Walter faz uma constatação importante: se as árvores forem cortadas, arbustos e ervas desenvolver-se-ão com alguma rapidez, porque sobrará mais nutriente e água para eles. Portanto, o fator limitante na floresta geralmente é a água e não a luz solar.

3.4 BIOMA DE ESTEPES, PRADARIAS OU CAMPOS

No reino Holártico, estepes e pradarias correspondem a uma zona de transição entre a floresta decídua e a savana e o deserto. A vegetação constitui-se de gramíneas e ervas perenes. As árvores são muito raras, como também o são os arbustos, e só podem ser vistas em pequenos capões nas depressões ou


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em vales úmidos. Para buscar água no profundo lençol aquífero, as gramíneas desenvolveram raízes longas. A paisagem da estepe e da pradaria é um mar contínuo de ervas, que se perde no horizonte.

Walter (1986, p. 233) “divide este bioma em duas zonas principais, determinadas pela denominação: as estepes euroasiáticas, que se estendem no sentido leste-oeste, e as pradarias norte-americanas, no sentido norte-sul”.

Strahler e Strahler (1996, p. 563) demarcam as regiões de coberturas herbáceas em duas formações: as pradarias, que têm gramíneas altas, chuvas mais abundantes, quando aparecem sob o clima continental úmido, e as estepes, formadas por gramíneas baixas e pouco exigentes em água e nutrientes, com menor índice pluviométrico. Entre elas há uma zona de transição com gramíneas mistas.

Strahler e Strahler (235) classificam o clima das estepes e pradarias como seco das latitudes médias, situado nas sombras de chuva das grandes montanhas. “As chuvas concentram-se no verão, em geral convectivas, e variam entre 600 e 800 mm/ano”. (TROPPMAIR, 2002, p. 92). “As temperaturas sempre acima de 25º C no verão, e descem a índices negativos no inverno” (STRAHLER,1986, p. 294). No verão, os tornados são comuns. No inverno, os ventos podem ultrapassar 10 quilômetros/hora.

Os solos predominantes nas estepes e pradarias são os chernozem, considerados os mais férteis do mundo devido à considerável camada de húmus devido à incorporação de grande quantidade de biomassa resultante da renovação anual das folhas de gramíneas e outras ervas. Três horizontes constituem esses solos: o horizonte A, superficial, de cor negra pela matéria orgânica ou marrom-escura, com estrutura granular, abriga vermes, insetos e outros animais da fauna edáfica; abaixo deste horizonte alinha-se o horizonte A2, de cor clara, muitas vezes com intensa comunidade de roedores, que cavam túneis; finalmente, o horizonte B de acumulação, para o qual convergem carbonatos de cálcio (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 255; WALTER, 1986, p. 228). O podzol aparece nas áreas mais úmidas e lixiviadas.

O degelo e as chuvas de primavera e verão suprem o lençol freático nas zonas do clima continental úmido. O calor do verão faz a água do solo ascender por capilaridade e conduz para cima compostos calcários, que concentram os nutrientes ao nível das raízes (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 255). Nas áreas com menor índice pluviométrico, a água dos poros superficiais evapora no alto verão, originando um déficit hídrico.

FONTE: Furley; Newey (1986, p. 255)

A decomposição orgânica é lenta, porque o calor excessivo do verão e o frio do inverno reduzem os micro-organismos. Como a lixiviação também é reduzida nos meses de inverno, a perda de compostos orgânicos é insignificante.


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Forma-se um horizonte rico em matéria orgânica e carbonatos, povoado por minhocas, roedores e insetos, fertilíssimo, intensamente usado na agricultura.

Predominam as gramíneas e as árvores aparecem em geral nas depressões úmidas, onde formam capões. O pisoteio de animais pastadores (bisões) e de animais domésticos, as queimadas feitas por agricultores e os incêndios causados por descargas elétricas nas tempestades de verão facilitam a expansão das gramíneas, em detrimento das árvores (WALTER, 1986, p. 234). As gramíneas e arbustos têm caules flexíveis e raízes profundas, com o que se protegem dos ventos fortes. Andropogon gerardi e A. scoparius são as gramíneas mais comuns nos EUA.

Com a chegada das chuvas de primavera e do degelo, a pradaria de ervas altas americana é tomada por um infindável tapete de flores coloridas.

Onde as chuvas começam a escassear, a pradaria caracteriza-se por gramíneas baixas, denominada estepe propriamente dita. O tapete de ervas é esparso e o solo nu, muitas vezes, é visível, mas árvores e arbustos, sempre de pequeno porte, podem aparecer onde haja concentração maior de umidade.

A fauna, originalmente muito rica, praticamente não existe mais, por causa das atividades humanas, em que se inclui caça predatória desmedida realizada nos séculos XIX e XX. Reservas biológicas foram criadas na América do Norte e Eurásia com o fim de proteger o que restou da fauna e da flora.

Dentre as espécies que mantêm estreitas relações com as pradarias na América do Norte, o bisão (Bison bison) e o cão-da-pradaria (Citellus spp), que não é um canídeo, mas um roedor, ajudam, com o seu pastoreio, na manutenção da vegetação. O bisão (que não deve ser confundido com o búfalo) formava imensas manadas e movia-se das pradarias, na primavera e no verão, para as florestas, no inverno, à procura de abrigo e comida. Os índios das planícies – Apaches, Comanches, Navajos etc. – tinham nos bisões a sua principal fonte de energia. As manadas foram quase exterminadas, sobretudo por caçadores brancos. O mais famoso deles, William Cody, conhecido como Buffalo Bill, vendia a sua carne para os trabalhadores das ferrovias, que começavam a se alastrar pelo centro-oeste americano. No fim do século XIX, leis protetoras preservaram os bisões remanescentes e as manadas voltaram a crescer.

O cão-da-pradaria cava extensos túneis e a sua população chega a milhões de indivíduos, que se protegem do frio e de predadores nos labirintos, que são divididos em territórios. O cão-da-pradaria alimenta-se das gramíneas e impede que as pradarias sejam invadidas por árvores e arbustos. Situado no segundo nível da cadeia trófica, o cão-da-pradaria sustenta um enorme número de predadores, como gaviões, corujas, águias, cascavéis, raposas, coiotes e lobos.


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Os agricultores, desde o século XIX, empreenderam uma intensa caça ao cão-da-pradaria, porque, com a chegada de novas fontes de energia, as populações invadiram as fazendas e plantações. Na impossibilidade de matar a tiros, os fazendeiros jogavam veneno nas tocas. Quase exterminada, a população de cães-da-pradaria sobrevive hoje em diminutas manchas das pradarias, mas continuam mantendo a sua função de preservá-las (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 259).

O uso intensivo e mal planejado do solo nas pradarias foi a origem de muitos desastres ambientais, como na estepe siberiana e, sobretudo, na destruição de milhares de hectares de terras no centro-oeste americano na década de 30, quando a região ficou conhecida como Dust Bowl (Bacia da Poeira). John Steinbeck, em 1930, escreveu um soberbo relato, As Vinhas da Ira, sobre as vicissitudes enfrentadas pela população sem terras durante a escassez de trabalho, agravadas ainda mais pela depressão econômica. A Dust Bowl é uma vasta região no centro dos EUA, intensamente arada pelos fazendeiros, numa época de grandes chuvas, durante a década de 1920, o que lhes rendeu ótimas safras de trigo. No entanto, a década de 1930 começou com um período de seca, que se alastrou por todo o centro-oeste. Os fazendeiros continuaram arando e plantando. As colheitas foram enfraquecendo até chegar a zero. Removido pela aração, o solo arenoso era varrido por ventos que alcançavam 100 quilômetros/hora. Gigantescas nuvens de poeira cobriam tudo e chegavam a soterrar as fazendas. Empobrecida, a população emigrou, formando nas estradas, conforme narra Steinbeck, intermináveis filas de calhambeques, que transportavam a mudança, ao lado de milhares de pessoas que levavam às costas os seus bens, esfomeadas, doentes, sem esperança. “O aumento da aridez atraiu plantas típicas dos desertos, que invadiram a região, como os cactos e a acácia” (Prosopis spp) (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 260). “Em 1934, um único tornado transportou 300 milhões de toneladas de solo”. (HARE, 1995, p. 73).

3.5 BIOMA DE DESERTOS E SEMIDESERTOS

A principal característica das regiões áridas de latitudes médias subtropicais é que a evapotranspiração potencial é maior que a precipitação anual. Uma segunda característica, que resulta da anterior, é que o fator limitante nos desertos é a falta de água na superfície: a precipitação é inferior a 250 mm/ano. A escassez de água superficial tem como resposta uma vegetação de baixo porte e as adaptações que animais e plantas desenvolveram para viver num ambiente seco. Os desertos não são uma região destituída de vida. Na verdade, eles possuem fauna e flora bastante diversificadas. Uma terceira característica é que os desertos têm chuvas irregulares, umidade muito baixa e intensa insolação.


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“Os desertos aparecem em diferentes geossistemas, cujas variáveis físicas são responsáveis pela sua origem. Neste caso, as condições climáticas e topográficas locais têm um peso importante. Existem quatro tipos principais”. (FURLEY; NEWEY,1986, p. 310; SIMMONS, 1982, p. 119):

- desertos subtropicais, influenciados pelas células de alta pressão, como o Saara;- desertos costeiros frios, com baixa precipitação devido a massas de ar que

passam por correntes frias e que também recebem influência das células de alta pressão. Estão neste caso os desertos da Namíbia, no sudoeste da África, de Atacama, nos Andes peruano-chilenos e da Baixa Califórnia, no México;

- desertos de sombras de chuva. São também desertos frios, muito secos, que se localizam a sota-vento de grandes massas montanhosas, como Gobi, ao norte do Himalaia, a Grande Bacia, no sudoeste dos EUA, e Chihuahua, no norte do México, a sota-vento das serras Nevada, San Gabriel e Madre Ocidental, no México;

- desertos continentais, afastados da influência marítima e com extremos de temperatura e chuvas. É o caso do deserto de Gobi e os desertos no interior da Califórnia (como o Vale da Morte) e do México.

Normalmente, os desertos verdadeiros são circundados por uma faixa de transição semiárida, chamada de semideserto, considerado por alguns autores como um bioma. Os semidesertos aparecem nas zonas tropicais e nas latitudes médias. No reino Paleotropical, os semidesertos aparecem na parte meridional do Saara, na zona do Sahel, contornam a Etiópia, avançam para leste, sempre seguindo a fímbria do deserto, e infletem para sudoeste e para o interior do Quênia, quando o litoral toma a direção sudoeste-nordeste, no chamado Chifre da África.

Existem muitos tipos diferentes de desertos, cujas características atendem às condições físicas do solo e do relevo locais. Walter (1986, p. 117) relaciona seis tipos de desertos. As designações foram tiradas dos dialetos dos povos do deserto do Saara. Nesta lista estão não só os desertos das latitudes médias, mas, também, os desertos tropicais. Foram mantidos juntos, independentemente da sua localização, para tornar mais fácil a comparação de um tipo com o outro.

Deserto rochoso ou hamada – Aparece nos topos e escarpas de planaltos onde o vento removeu a areia e expôs a rocha subjacente, que forma uma superfície com blocos de rochas espalhados por uma extensão variável. Óxidos de manganês e de ferro dão às rochas uma cor escura, conhecida como verniz do deserto. Depósitos de sal sob as rochas impedem o crescimento da vegetação. Apenas espécies xero-halófitas resistem às adversidades ambientais da hamada e colonizam as fendas das rochas.

Desertos de cascalho (reg ou serir) – A rocha-mãe, do tipo conglomerado, libera blocos de pedregulhos, que se espalham pela superfície, formando uma paisagem de relevo ondulado, com vertentes pedregosas longas e vales pouco profundos, nos quais se acumula a areia levada pelo vento. Nessas depressões


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a umidade é maior, o que favorece o aparecimento de plantas, principalmente halófitas. “A hamada e o reg compõem a maior parte dos desertos: o Saara tem 1,8 milhão de km2 de areias e 7,3 milhões de km2 de rochas nuas (LEINZ; AMARAL, 1972, p. 169).

Deserto arenoso (erg ou areg) – São formações arenosas, de cor avermelhada, devido ao óxido de ferro, existentes nas áreas de bacias, nas quais a areia, transportada pelo vento, se deposita. Quando o vento apresenta uma direção predominante, formam-se dunas do tipo barcana. Os erg ocupam uma área pouco extensa. No Saara, os erg ocupam apenas 30% de sua superfície. As dunas são boas armazenadoras de água, que infiltra até o lençol, que é formado de água doce. As dunas móveis não têm vegetação sobre elas e se movimentam ao sabor dos ventos. As fixas são colonizadas por gramíneas do gênero Ziziphus spp, que, juntamente com alguns arbustos, seguram a areia e originam pequenas dunas, chamadas de nebka.

Vales secos (wadi ou oued) – Em períodos mais úmidos do Pleistoceno formaram-se rios estreitos, que secaram e deram origem a uma rede de vales pelos quais escoa a água das chuvas muito fortes. Nos vales mais largos a vegetação não cresce, porque as enchentes eventuais são muito fortes e arrancam as plantas do solo, levando-as para jusante. Mas nas margens cresce uma cobertura vegetal, halofítica ou não. O tamarindo (Tamarix spp), uma halófita, encontra, aí, boas condições de crescimento. Nos locais em que se dá alguma lixiviação nas chuvas, o sal é removido ou reduzido a um mínimo, e espécies não halófitas, como Retama spp e Caligonum spp, podem crescer. Rios subterrâneos não são raros nas regiões cársticas e, então, há umidade bastante para o crescimento de densos bosques de espécies não halófitas.

Depressões (playas, sebka ou schott) – Nessas depressões depositam-se grandes quantidades de argila e silte, podendo haver também concentração de sais. Quando há um rio subterrâneo, a água acumulada na superfície não será salobra. O solo é argiloso e muito seco, porque a água das enchentes forma grandes poças, que evaporam rapidamente, deixando um hábitat pouco adequado para as plantas. A água penetra apenas nas camadas superficiais do solo e quando a poça evapora, a água de infiltração ascende por capilaridade e evapora, formando espessas camadas de sal (sebka ou schott). As depressões são bordejadas por pequenos arbustos não halofíticos, porque, nas margens, o teor de sal é menor. As plantas atuam como fixadoras da areia e, em sua volta, formam-se pequenos montes de areia, os nebka, que originam uma paisagem típica.

Oásis – São áreas em que a água doce do lençol aflora em quantidade suficiente para permitir uma densa vegetação, muitas vezes, de espécies hidrófitas. Normalmente, são circundadas por depressões que contêm grandes concentrações de sal, para as quais o excesso de água escoa, torna-se salobra e evapora, aumentando, pois, a quantidade de sal na superfície que rodeia os


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oásis. São os lugares mais densamente povoados dos desertos, unicamente porque têm água. Por isto, a vegetação primária tem diminuído e dado lugar para plantas cultivadas.

FONTE: (WALTER 1986, p. 117)

Furley e Newey (1986, p. 312) “classificam a vegetação dos desertos tropicais em dois grupos: espécies que constituem uma resposta direta ao ambiente e espécies que usam água captada em outras fontes, externas ao hábitat, como as chuvas.

As plantas que dependem das chuvas são anuais e perenes. As anuais têm raízes superficiais, que absorvem a água das primeiras chuvas, quando, então, crescem rapidamente. As espécies perenes têm raízes profundas e dois mecanismos lhes permitem usar a água disponível: estocando a água, como as suculentas, ou usando-a economicamente, como fazem as xerófitas.

As depressões (sebka), os vales secos (wadi) e os oásis são locais em que as plantas podem germinar, porque a água subterrânea mantém a umidade necessária. Nos oásis, devido à densidade de população humana, muitas espécies endêmicas cederam espaço para variedades cultivadas, como as tâmaras (Phoenix dactylifera) e outras frutíferas.

As adaptações das plantas contra os fatores limitantes nem sempre são de ordem fisiológica. Entre elas, citam-se as seguintes: plantas esparsas reduzem a competição entre si; produção de substâncias químicas para afastar herbívoros e impedir o crescimento de outras espécies no hábitat, o que também reduz a competição; o creosoto (Larrea spp) libera um odor característico, que espanta os pastadores; a espirradeira (Nerium olander, que também aparece na floresta Atlântica) é venenosa; algumas substâncias dão paladar estranho à planta, como o látex de algumas Euphorbiaceae, ou o tanino e as resinas secretadas pelas folhas, pela casca da Cassia e outras espécies (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 315). “O gênero Euphorbia, o maior da família Euphorbiaceae, tem 2.300 espécies, das quais muitas são xerófilas, afilas (sem folhas), cactáceas, típicas das regiões áridas da África”. (JOLY, 1991, p. 404).

A evolução da flora dos desertos holárticos e paleotropicais remonta aos continentes de Laurásia e Gondwana – por esta razão, ambas as floras diferem muito. “No sul do Saara, no Sahel, aparecem gramíneas como Aristida, Eragrostis e Paniwia, e arbustos dos gêneros Acacia, Commiphora, Maerua e Grewia”. (WALTER, 1986, p. 130). Na África do Sul, o deserto de Karroo tem muitas suculentas, como Euphorbia, Portulacaria e Cotyledon, e arbustos anões da família Compositae. Dentre as lenhosas, Acacia, Rhus, Euclea, Olea e Diospyro colonizaram o fundo de vales áridos, locais em que a umidade se concentra.


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A zona de transição entre os reinos Paleotropical e Holártico é uma região montanhosa no centro do Saara (as montanhas Tibetsi têm 3.415 metros). “É uma das regiões mais secas do planeta”. (WALTER, 1986, p. 143). No sudoeste da África, o anticiclone subtropical do Atlântico Sul, somando-se à água fria da corrente de Benguela (12º a 16º C), origina o deserto da Namíbia. A camada inferior da massa é úmida e forma densos nevoeiros no litoral, que são a marca da região. “O vento de oeste empurra a neblina para o interior do deserto e, durante mais de 200 dias por ano, uma pesada neblina acompanhada de temperaturas baixas paira sobre o deserto”. (WALTER, 1986, p. 143).

O uso da terra nas regiões vizinhas aos desertos tem trazido inúmeros problemas ambientais. Na África, as populações saarianas praticaram, ao longo dos séculos, agricultura e pecuária primitivos, cujos reflexos transformaram-se, hoje, em processos de desertificação. Uma das regiões mais atingidas pelo avanço do deserto é o Sahel. A pecuária pode estar na base da desertificação desta porção do Saara. O uso intensivo do pastoreio pelas populações nômades levou à destruição da vegetação, que era de savanas. As grandes secas das décadas de 1970 e 1980 aceleraram o processo de desertificação. Problemas político-tribais e a agricultura ao sul impediam a criação de gado nas suas áreas. “Desprovido de vegetação, o albedo do solo aumentou e a temperatura aumentou, promovendo o processo de desertificação”. (HARE, 1995, p. 120).

“Os solos mais comuns nos desertos são regossolos, rendzinas e vertissolos, além das dunas” (TROPPMAIR, 2002, p. 89), é solo mais rocha fragmentada na fração areia. Os regossolos são pouco desenvolvidos, possuem excesso de areia, são pobres em bases, muito drenados devido à areia, ácidos, têm perfil pouco desenvolvido e são muito susceptíveis à erosão. “Os vertissolos são solos com elevado teor de argila” (VIEIRA, 1975, p. 362). Os solos do tipo rendzinas são típicos de pradarias, provenientes da decomposição de rochas calcárias. (BUCKMAN; BRADY, 1976, p. 362).

Devido à forte insolação diária, na superfície os desertos podem ter temperaturas acima de 60º C, enquanto a temperatura do ar não chega a 40º C. À noite, a perda de calor pela superfície é considerável, porque a escassez de umidade no ar facilita esta perda. Portanto, a amplitude térmica diária é muito grande em ambientes desérticos, pode ser superior a 90º C. No inverno, durante a madrugada, a temperatura, que era positiva durante o dia, pode cair para 40º C abaixo de zero. As chuvas podem faltar por anos, mesmo por décadas e, quando caem, são, em geral, muito violentas. A pouca umidade do ar não impede a formação de orvalho, que é, muitas vezes, a única fonte de água para sustentar a vida.

“Nas regiões semiáridas, a quantidade de chuvas anuais varia entre 380 mm e 760 mm e vão reduzindo-se em direção às regiões áridas, que recebem entre 125 e 380 mm por ano”. (BUCKMAN; BRADY, 1976, p. 311).


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A infiltração da água das chuvas na areia ou nos solos argilosos desérticos é fundamental para as plantas e animais. A infiltração depende da quantidade de chuva. Se chover pouco, a infiltração se dá apenas na camada superficial e logo evapora. Nas chuvas fortes, a água dirige-se para o lençol subterrâneo, que pode se localizar a mais de 100 metros de profundidade. (LEINZ & AMARAL, 1972, p. 165).

“Nos solos arenosos, a infiltração é facilitada pela quantidade de poros, mas nos solos argilosos ela quase não se infiltra. Nos solos litólicos, os poros são grandes e armazenam mais água” (WALTER, 1986, p. 115). “No semideserto do Sudão, com pluviosidade entre 50 mm e 250 mm, Acacia tortilis cresce sobre um solo arenoso, mas só aparece em solos argilosos quando os índices pluviométricos são superiores a 400 mm” (WALTER, 1986, p. 116).

“O movimento capilar ascendente da água concentra na superfície compostos salinos – carbonato de cálcio, CaCO3. Ao evaporar, deixa crostas muitas vezes com espessura de um a quatro metros” (LEINZ; AMARAL, 1972, p. 165). Óxidos de ferro e de manganês emprestam ao deserto uma cor avermelhada ou escura.

A abrasão da areia levada pelos ventos esculpe o relevo e pode originar uma superfície pedregosa, quando material fino é levado pelas chuvas. Quando a areia em movimento encontra um obstáculo, origina-se um sistema de dunas. O material levado pelas águas das chuvas acumula-se em depressões e forma camadas de sedimentos, que podem ter quantidades variadas de sais, como sulfatos e carbonatos de sódio e potássio.

As plantas desenvolveram um complexo mecanismo contra a perda de água por transpiração. Mas essa perda varia muito com as espécies. “A Larrea divaricata (creosoto), por exemplo, transpira quase toda a água das células e vive com o mínimo necessário até a próxima chuva, que pode tardar anos” (SIMMONS, 1982, p. 122). Nos desertos arenosos, as raízes são longas, às vezes com mais de 50 metros, para buscar água no lençol subterrâneo. Plantas suculentas armazenam água nas raízes, nos caules e nas folhas. O recobrimento de cera sobre as folhas, em muitas espécies, reflete a luz e reduz a absorção do calor. Pelos sobre as folhas formam uma micrométrica camada de ar, que dificulta a perda de água pela transpiração. Folhas carnudas são boas armazenadoras de água, folhas pequenas têm poucos estômatos, folhas enroladas protegem os estômatos da luz. Os cactos transformaram as folhas em espinhos que fazem as trocas gasosas e protegem contra herbívoros predadores, o caule verde e recoberto de cera é responsável pela fotossíntese e pelo armazenamento de água. Algumas espécies param de crescer até que a água volte a ser suficiente. Espécies anuais permanecem em forma de sementes, que só brotam na chuva seguinte. Os mecanismos de proteção não se resumem a modificações fisiológicas e morfológicas, apenas. A quantidade de água disponível regula a competição entre as plantas e, portanto, a densidade entre elas. “Uma estiagem prolongada pode ser fatal para certas populações vegetais”. (WALTER, 1986, p. 120).


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Em desertos onde o índice de chuvas é inferior a 100 mm/ano, a umidade se concentra em ravinas e depressões, porque a água escoa para eles. As plantas têm um sistema radicular avantajado. “Portanto, a quantidade de água nos desertos secos não é tão pequena como se pensa. Onde há plantas, há obrigatoriamente água”. Segundo Walter (1986, p. 123), as plantas dos desertos podem ser agrupadas em três categorias: xerófitas, suculentas e halófitas. Ele define os xerófitos como plantas que vivem com mínima quantidade de água e não a armazenam. Para Rizzini (1976, p. 258), xerófito é uma planta que vive num hábitat seco e desenvolveu mecanismos para resistir à seca. Se o solo mantém a água nas estações secas, como ocorre com o cerrado brasileiro, as plantas não são xerófitos. Só serão xerófitos se o ambiente for seco, como se dá nos solos argilosos dos desertos – que são secos.

Walter (1986) e Rizzini (1976) concordam que a maioria das plantas dos desertos é mesófita e não xerófita. Há plantas que evitam a seca e as que resistem à seca, com menor ou maior capacidade (WALTER, 1986). “O que distingue o xerófito do mesófito é a capacidade que ele tem de utilizar a água, diz Rizzini” (1976, p. 262).

Os mesófitos só fecham os estômatos quando há o deficit de água, mas eles continuam transpirando através da cutícula e, se a água não for reposta, podem murchar e morrer. O xerófito não transpira pela cutícula e, desta forma, mantém a água no seu interior. Portanto, ele tem maior capacidade de reduzir a perda de água a um mínimo suportável, e é esta faculdade que distingue os xerófitos.

As suculentas armazenam água nas folhas, no caule e nos rizomas e tubérculos subterrâneos. “As raízes das suculentas são, em geral, superficiais, e, na primeira chuva, absorvem a água com muita eficiência” (RIZZINI, 1976, p. 263). Elas aparecem nos desertos e estepes, nas restingas, sobre as rochas, em solos salinos, nos troncos e galhos de árvores, nas montanhas, nos polos etc. As halófitas são suculentas e são típicas de ambientes salinos. Dependem mais do solo do que do clima local. São, pois, de caráter edáfico. Plantas efêmeras germinam quando há água e sobrevivem nas estiagens na forma de sementes ou frutos.

A vida nos desertos é particularmente difícil para os animais: a falta de água e o calor excessivo são os fatores limitantes também para eles. Animais de pele macia, úmida e porosa e sem pelos têm hábitos noturnos. Durante o dia, escondem-se em tocas ou em afloramentos. A procura de comida se dá, às vezes, no início da manhã ou no fim da noite. As adaptações fisiológicas nos animais foram criadas por processos evolutivos relacionados à genética, pressionado pelo ambiente. Inúmeras aves, insetos e roedores obtêm água apenas a partir do seu alimento. O asno selvagem africano e o asiático (Equus asinus e E. hemmionus) bebem até a quarta parte do seu peso em água. “O camelo pode beber 120 litros de água de uma só vez” (SIMMONS, 1982, p. 123). Grande parte dos animais tem hábitos exclusivamente noturnos, porque são muito sensíveis ao calor e à desidratação. No momento em que o sol nasce, retornam às tocas, em geral muito profundas. Lagartos, a maioria dos pássaros e alguns mamíferos enfrentam


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o calor do dia, mas, quando a temperatura ultrapassa os 50º C, eles procuram abrigo. A dormência e o enquistamento são defesas contra o calor. A dormência é própria de animais grandes, mas os micro-organismos (ameba, ciliados e outros protozoários) enquistam. Em ambos os processos, a respiração, metabolismo e o crescimento reduzem-se a um mínimo e o indivíduo gasta pouca energia. Alguns caramujos podem permanecer em dormência por mais de cinco anos. “Nas chuvas torrenciais e rápidas, que formam pequenas poças d'água, o camarão Triops eclode e tem um ciclo de vida de duas semanas, quando se reproduz e entra em dormência, quando as poças secam. Novo ciclo de vida, só na próxima e incerta chuva”. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 316).

O deserto australiano é um dos mais áridos do mundo – as chuvas são inferiores a 250 mm/ano. O arbusto-do-sal (Atriplex vesicaria) e o arbusto-azul (Kochia sedifolia) são as espécies dominantes. A. vesicaria, halófita, pode ser um subarbusto ou erva e tem folhas suculentas e raízes superficiais. “Os indivíduos guardam uma boa distância entre si, o que reduz a competição pela água” (WALTER, 1986, p. 133). Nas regiões com dunas, os arbustos Acacia, Casuarina e Eremophila são dominantes. Acacia aneura, conhecida como mulga na Austrália Central, forma árvores, em média, com seis metros de altura e raízes que alcançam dois metros de profundidade. A formação das flores e frutos só se dá após uma chuva forte. “Nos lugares mais secos ela se distancia das vizinhas, mas quando há água suficiente no solo, forma densas moitas” (1986 p. 134). A mulga adaptou-se plenamente às condições limitantes e quando estas se tornam mais severas, ela interrompe ou reduz o seu crescimento a um mínimo. A mulga desenvolveu adaptações para driblar a falta de água – ela tem uma forma pontuda, que conduz a água das chuvas ao longo do tronco para a base da árvore, de onde penetra no solo até as raízes. Uma forma de sobrevivência no deserto.

Muitas espécies de pequenos herbívoros não bebem água, mas a retiram do alimento. Outras têm hábitos noturnos e só saem para caçar à noite. Longas patas, orelhas e caudas são mecanismos eficientes na perda de calor corporal. O rato marsupial cego (Notoryctes typhlops) nada sob a areia como se estivesse na água e raramente sai à superfície. Os gekos (Nephrurus spp) e os escorpiões são noctívagos. Os ratos saltadores mantêm a toca úmida por meio da transpiração. Bebem a urina dos filhotes e retiram água das fezes, espremendo-as entre as patas. À noite, eles caçam insetos e se alimentam de brotos de plantas.

Prezado(a) acadêmico(a)!Para conhecer mais sobre o desenvolvimento e adaptação das plantas, acesse o site: < http://farrer.riv.csu.edu.au/ASGAP/APOL16/dec99-5.html - Australian plants on line>. Acesso em: 13 jul. 2010.

DICAS


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3.6 VEGETAÇÃO MEDITERRÂNEA

Nas costas ocidentais dos continentes, nas latitudes de 30o e 45o, entre a floresta temperada decídua e os desertos quentes, a vegetação de certas regiões é dita mediterrânea não necessariamente por estar à margem do Mar Mediterrâneo, mas porque guardam entre si uma similaridade acentuada quanto à topografia, clima e elementos biogeográficos. São apenas cinco regiões em todo o mundo, que apresentam características tão marcantes que constituem uma transição entre aqueles dois biomas. Com um clima semiárido de verões quentes e secos e invernos suaves e úmidos, as regiões mediterrâneas foram colonizadas pelo homem desde a Antiguidade. As regiões mediterrâneas aparecem no litoral do Mar Mediterrâneo, na Califórnia, no sul do Chile e nos extremos meridionais da África do Sul e da Austrália.

O clima é muito seco no verão, mas os invernos são relativamente frios, com raras quedas de neve, e muito chuvosos. No verão, o anticiclone subtropical traz um aumento da temperatura, porque é atraído pelas baixas pressões polares. Ao passar sobre regiões desérticas e subdesérticas continentais, no seu trajeto para os polos, perde a pouca umidade e torna-se massa tropical continental seca e quente. As temperaturas no verão podem ser altas e não é raro chegar aos 40º C, em verões particularmente quentes, na Europa. Mas a média anual fica por volta dos 20º C. As altas temperaturas e a secura do ar no verão são causas de incêndios espontâneos na floresta mediterrânea.

No inverno, ciclones subtropicais, formados no encontro das massas subtropicais marítimas com as massas polares, invadem as costas ocidentais e a região mediterrânea europeia, com muita chuva e queda da temperatura. As chuvas, em média, variam entre 300 mm e 500 mm no inverno.

“As folhas são coriáceas (grossas), têm pelos e poucos estômatos. Estão preparadas para suportar meses secos reduzindo a transpiração ao mínimo, ou fechando os estômatos (almécega, Pistacia lentiscus) ou adotando a microfilia (junco bravo, Adenostoma fasciculatum)”. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 265).

Algumas plantas têm raízes superficiais e outras profundas, como a

amendoeira (Prunus amygdallus). Alguns vegetais são terófitos (a maior parte do ano em forma de sementes), outros são geófitos (com raízes e brotos abaixo da superfície – ex. tubérculos), entram em dormência no verão e florescem apenas no inverno. Animais e insetos herbívoros atacam as plantas, que sobrevivem no verão, obrigando-as a criar mecanismos de defesa, como folhas duras e espinhos. “O junco bravo exala substâncias odoríferas, que espantam seus predadores”.(HARE, 1995, p. 122).

Não obstante a escassez de água, a flora e a fauna mediterrâneas são consideráveis.


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No litoral mediterrâneo, florestas de carvalho (Quercus spp) predominavam na paisagem, com destaque para o Q. ilex, árvore perenefólia, clímax nas terras baixas, hoje reduzido a manchas e substituído no litoral pelo sombreiro (Q. suber), de maior valor econômico. A oliveira (Olea europaea), também importante atividade econômica, substituiu os carvalhos em quase todo o Mediterrâneo. “Nas montanhas pode-se ver carvalhos decíduos, faias e as florestas de coníferas, de abetos e pinheiros”. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 266).

A vegetação é esclerófila e xerófita e tem porte médio e baixo, com árvores pouco desenvolvidas e arbustos espinhosos, principalmente onde o solo serviu de pasto para o gado doméstico. O aspecto da vegetação é muito parecido em todos aqueles lugares, mas recebe nome específico e com certas diferenças: mallee na Austrália, chaparral na Califórnia, fynbos (ou fynbosch) na África do Sul, matorral no Chile (HARE, 1995, p.122), maquis ou macchia no Mediterrâneo e garrigue, no sul da França. Estes nomes designam arbustos esclerófilos com um metro de altura, e batha refere-se a arbustos anões, com menos de 0,5 metro de altura. O maquis ou macchia é um matagal denso e impenetrável, com arbustos de mais de dois metros de altura, espalha-se, favorecido pelos desmatamentos. Quando o maquis é substituído por pastos ou é destruído por incêndios ou por cortes, o garrigue o substitui. O garrigue é uma vegetação de ervas e arbustos duros, acostumada a solos estéreis e com pouca água, que forma touceiras espalhadas, deixando o solo praticamente descoberto entre eles. As fortes chuvas de inverno atacam o solo desnudo e aceleram a erosão e retiram do solo os penúltimos elementos nutrientes, o que favorece a chegada do batha, arbustos esparsos, muito resistentes, um estágio que antecede a invasão de plantas do deserto, onde, outrora, havia uma floresta de carvalho. O maquis resulta das atividades milenares dos povos europeus. Ele forma a primeira etapa da sucessão ecológica e, caso evoluísse normalmente, sem interferência do homem, regenerar-se-ia num bosque de folhas perenes. O pastoreio com cabras e ovelhas, por séculos sucessivos, mudou a organização espacial da vegetação do Mediterrâneo. As ovelhas alimentam-se apenas dos brotos macios dos arbustos anões, mas as cabras são extremamente vorazes e comem plantas de textura grossa e até espinhos. Ágeis, sobem em árvores e se equilibram na beira de barrancos altos, com grande indiferença ao perigo, para comer as folhas, onde quer que elas existam. Um rebanho de cabras faz um estrago considerável no maqui e, em poucos meses, ele se transforma num garrigue.

No verão, a vegetação ressecada pelo calor e pela escassez de água é um excelente combustível para o alastramento do fogo. O fogo faz parte da ecologia da vegetação Mediterrânea, como também de outros biomas como da Taiga, da Floresta Mista, da Savana e do Campo. Em todos, o fogo seleciona espécies chamadas tipos do fogo, ao impedir, por exemplo, a expansão de árvores e arbustos, que, ao se propagarem, fariam sombra sobre as pradarias. Favorece o rápido desenvolvimento de espécies resistentes, como gramíneas de raízes extensas, cujos brotos germinam quando as chuvas retornam e destrói substâncias químicas tóxicas formadas por alguns arbustos, e, desta forma, libera nutrientes para o


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solo. Quando vêm as chuvas do inverno seguinte, a rápida lixiviação faz infiltrar os nutrientes, ajudando no crescimento de ervas e gramíneas, que se alastram rapidamente, pois os solos são, em geral, ricos em bases. “Incêndios pequenos causados naturalmente (por raios ou por superaquecimento de minerais como quartzo), consomem o combustível constituído pela serapilheira e assim previnem grandes incêndios naturais”. (RICKLEFS, 1996, p. 360).

No chaparral da Califórnia a paisagem é muito semelhante à europeia. Existem duas formações: floresta de carvalhos e o chaparral propriamente dito, uma formação de arbustos espinhosos. Entre os carvalhos, a dominância é das fagáceas Quercus agrifolia e Q. lobata, com árvores espalhadas, formando bosques abertos, que recobrem de 25% a 60% do solo, lado a lado com os arbustos do chaparral. “A floresta de carvalho aparece em solos profundos com precipitações entre 380 e 1.000 mm/ano”. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 267). Nas cadeias costeiras, mais áridas e com solos pobres, o chaparral é a vegetação clímax. As espécies mais comuns no chaparral são a lilás silvestre (Caenothus spp), um arbusto da família das Oleáceas, a maçã (Arctostaphylos spp), o mogno de montanha (Cercocarpus spp), o carvalho venenoso (Rhus diversiloba) (STRAHLER, 1986, p. 381). A artemísia (Artemísia tridentata), comum no chaparral americano e mexicano, onde recebe o nome de sagebrush, é um arbusto perene, que pode atingir mais de três metros de altura. Tem dois sistemas de raízes – profundas, para a falta de chuvas, quando vai buscar água no lençol - superficial, que usa nas chuvas. Nas grandes estiagens, perde as folhas e libera sementes, que são espalhadas pelo vento. Pode também libertar-se das raízes e é empurrada pelo vento, liberando sementes por onde passa, rolando sobre a areia. Essa visão da artemísia levada pelo vento ficou popularizada nos filmes de faroeste. Os índios do deserto queimam a artemísia para liberar um odor forte e espantar insetos e animais. Também é fervida e usada contra urticária. O sagebrush é alimento de muitos animais, tais como o gado doméstico, ovelhas, cavalos, cabritos monteses, alces, veados, pássaros terrestres e aquáticos.

3.7 BIOMA DE SAVANAS

As savanas são tipicamente tropicais – elas aparecem entre a floresta equatorial e os desertos e estepes das latitudes médias. A paisagem é uma cobertura de árvores, gramíneas e arbustos espaçados. Constitui-se por um balanço entre ervas, arbustos e árvores, podendo caracterizar-se como mais herbácea ou mais arbustiva-arbórea. “As savanas variam muito de um lugar para outro, o que vai depender das condições do hábitat, mas, de um modo geral, estrutural e funcionalmente, elas se assemelham”. (COLE, 1987, p. 334-356).

Walter (1986, p. 76) define a savana como uma "[...] comunidade vegetal homogênea, do ponto de vista ecológico, caracterizada pela presença de vegetais lenhosos esparsos, em meio a prados relativamente secos". É bom frisar que o termo seco não se aplica ao cerrado brasileiro.


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Müller (1979, p. 108) e Troppmair (2002, p. 80) relacionam três tipos de savanas, segundo as condições climáticas: savana úmida, com três a quatro meses de estiagem; savana árida, com 6-7 meses sem chuvas; savana espinhosa, com 8-9 meses sem chuvas. O cerrado brasileiro inclui-se no primeiro tipo e a caatinga neste último tipo de savana.

O clima das savanas tem dois períodos bem marcados – chuvas de verão e estiagem no inverno. No reino Paleotropical, a savana aparece nos dois hemisférios. Portanto, tem dois regimes de chuvas – no verão do Hemisfério Norte (junho, julho e agosto/setembro), com as chuvas concentradas em agosto (360 mm); o inverno (dezembro, janeiro e fevereiro/março) é seco. A estação das chuvas começa em março e avoluma-se na direção do meio do ano. No Hemisfério Sul o verão é chuvoso – dezembro, janeiro e fevereiro/março – e o inverno é seco – junho, julho e agosto/setembro. O período das chuvas inicia-se em setembro/outubro.

No inverno predominam massas tropicais continentais secas trazidas pelo anticiclone marítimo, e, por isto, sempre estável. Cerca de meados do outono seguinte, a pressão principia a cair, devido ao aquecimento do hemisfério, e massas tropicais e equatoriais começam a se movimentar na direção dos trópicos, trazendo chuvas de convecção abundantes. A massa tropical marítima é a mesma que atua no inverno, mas agora, com uma diferença – como o hemisfério está aquecido, ela forma chuvas de convecção, típicas do verão, que caem no final da tarde. Simultaneamente, as temperaturas também sobem.

As savanas são um ecossistema extremamente sensível. Para se manter, precisam de uma complexa rede de interações de animais, plantas e variáveis físicas – dentre estas, a água, os nutrientes do solo e o fogo são fundamentais para a fisionomia, para a flora e, sobretudo, para a distribuição espacial da vegetação e da fauna. (COLE, 1987).

Na estação chuvosa, a lixiviação é elevada e, por isto, há deficiência de

cálcio, magnésio, fósforo, potássio e sódio no solo. Contudo, altos teores de ferro e alumínio permanecem nos solos. A laterização é comum nas savanas e tem papel destacado na fisionomia da paisagem e na estrutura (WALTER, 1986, p. 84).

A distribuição e a fisionomia das savanas se devem, sobretudo, às condições do solo e à geomorfologia, em detrimento do clima. No Brasil, aparecem no Planalto Central, onde as superfícies de aplainamento se preservaram e os solos têm uma uniformidade geral. Na África, os solos são mais variados, porque têm origens diversas, o que reflete na sua distribuição. (COLE, 1987). De um modo geral, a fisionomia da savana africana é muito homogênea.


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A competição entre as plantas é intensa. Walter (1986, p. 79) agrupa as plantas das savanas em duas categorias: espécies herbáceas, com raízes desenvolvidas e ramificadas, e espécies lenhosas, com raízes grossas horizontais e verticais. As plantas estão em permanente competição entre si: “[...] são dois tipos vegetais antagônicos; via de regra, um exclui o outro”. As gramíneas são grandes consumidoras de água, porque a sua transpiração é intensa, enquanto as lenhosas sabem preservá-la, por exemplo, perdendo as folhas na estação seca. Na estiagem, as gramíneas tendem a consumir toda a água do lençol e as lenhosas não conseguem sobreviver – nesse local, a savana será exclusivamente de gramíneas. Só haverá água para as lenhosas se as chuvas forem superiores a 300 mm/ano. Nesse caso, a savana terá arbustos lado a lado com gramíneas, sempre em competição. Para as árvores, a precipitação tem que ser superior a 400 mm/ano. A cobertura de árvores mantém o sombreamento e impede o crescimento das gramíneas – é o único caso em que as árvores prevalecem em relação às ervas .

FONTE: WALTER (1986, p. 82)

A fisionomia das savanas é típica e inconfundível – árvores espaçadas, raramente ultrapassando os 15 metros de altura, troncos de cascas grossas, com poucos galhos e ramos, sempre tortuosos, em geral micrófilas, raramente xerófitas. Essa paisagem é comum nas savanas africanas e no cerrado brasileiro. “Em algumas ocasiões pode predominar uma espécie única, como o baobá (Adansonia digitata), que se estende do Senegal até a Tanzânia, ou as palmeiras (Borassus spp), no Sudão e na Costa do Marfim” (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 296). O baobá é uma árvore mítica para o nativo africano. O tronco chega a ter 20 metros de diâmetro e pode armazenar até 120.000 litros de água. (MÜLLER, 1986, p. 78).

Furley e Newey (1986, p. 296) classificaram a savana africana em três zonas principais: a zona da Guiné, mais úmida, com árvores entre 15 e 20 metros, e que, segundo eles, pode representar os restos de antigas floresta tropicais; a zona do Sudão, formada por uma associação de espécies lenhosas (Acacia sp) com palmeiras (Hyphaene sp) e gramíneas de um a 1,5 metro de altura; finalmente, a zona do Sahel, ao norte, mais seca, com árvores espaçadas de folhas espinhentas.

Walter (1986, p. 86), por seu lado, distinguiu quatro tipos de savanas africanas, segundo a origem:

● savanas fósseis, formadas em épocas geológicas passadas (embora ele não determine a época geológica);

● savanas climáticas, em regiões com precipitações inferiores a 500 mm/ano;

● savanas edáficas, reguladas pelas condições dos solos:a – solos que contenham camadas impermeáveis, como lateritas e argilas, que

influenciem o balanço hídrico local;b – solos pobres em nutrientes;


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c – solos encharcados, em que palmeiras são comuns – no cerrado brasileiro este tipo é denominado de vereda;

● savanas secundárias, cuja existência deve-se ao fogo, à pastagem pelos grandes herbívoros e ao homem.

Os grandes herbívoros são um fator importante na expansão das savanas, e Walter faz considerações interessantes: “O elefante é um inimigo especial das florestas, arrancando árvores ou descascando os seus troncos. As trilhas dos elefantes rarefazem a mata, abrindo caminho por onde os incêndios dos capinzais penetram na floresta. Um só elefante destrói em média quatro árvores por dia”. Os elefantes são grandes apreciadores da casca das acácias, que derrubam e as arrancam com as presas. Nas reservas, onde os elefantes são protegidos dos caçadores, o pisoteio feito pelas manadas, que usam sempre o mesmo trajeto, acelera a erosão em sulcos. Walter (apud, p. 86) também atribui aos hipopótamos a erosão nas margens dos rios.

A água, o solo e o fogo são elementos que influenciam a estrutura e a fisionomia das savanas. Cole (1987) considera o fogo tão importante quanto a água e os nutrientes, mas para Furley; Newey (1986, p. 297), “as labaredas reduzem a quantidade de matéria orgânica, afetam o microclima e a fauna”. Supunha-se que queimadas praticadas por povos antigos eram responsáveis não só pela origem como pela fisionomina da savana, porque raízes jovens e brotos apicais eram destruídos pelo calor.

Rawitscher, Ferri e Rachid (1943, apud FERRI, 1973; TROPPMAIR, 2002, p. 82), Arens (1958 e 1963) e Goodland (1979) mostraram que não falta água no cerrado e que altas concentrações de alumínio em solos pobres em bases trocáveis são os responsáveis pela forma retorcida das árvores.

A savana africana é a mais rica em espécies animais. Na Austrália aparecem os marsupiais e as aves, como os papagaios, e o emú (que não voa), equivalente ao avestruz africano. Na América do Sul destacam-se o guará (Chrysocyon brachyurus, chamado popularmente de lobo-guará, mas que não pertence ao gênero Canis), o cervo dos pampas e do Pantanal e felinos, como a onça pintada, a parda ou suçuarana, dentre outros.

As térmitas (cupins) revolvem e arejam o solo e, pois, melhoram as condições de trocas entre ele e a vegetação e acabam por desenhar uma paisagem típica, que Müller (1979, p. 111) e Walter (1986, p. 87) “chamam de savana de termiteiros”. No cerrado brasileiro, os cupinzeiros são uma das marcas características. Térmitas e formigas estão na base de muitas cadeias alimentares na África – o aardvark e o pangolim, pássaros, cobras e lagartos têm nelas a sua principal dieta. No Brasil, o tamanduá (Myrmecophaga spp) é grande apreciador de formigas e cupins. Destacam-se no Brasil o tamanduá-bandeira (M. tridactyla) e o tamanduá-mirim (M. tetradacctyla).


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As térmitas e as formigas atacam a vegetação de duas maneiras (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 300): pelo consumo direto e decomposição da matéria orgânica e ao modificar as propriedades do solo. Muitas espécies cortam as folhas das árvores, como o gênero Atta, a saúva da savana sul-americana, o que prejudica a fotossíntese. As saúvas são comuns no interior do Brasil. No século XIX, o naturalista francês Saint-Hilaire (1779-1853), quando percorreu o Brasil, disse, alarmado e, obviamente, exagerado, que "ou o Brasil acaba com a saúva ou a saúva acaba com o Brasil". Saint-Hilaire não desconfiava que ao acabar com uma praga, criam-se outras, às vezes muito piores. O Brasil não acabou com a saúva e nem a recíproca aconteceu.

Os cupins edificam monturos, que alteram a paisagem e impedem o seu uso pela agricultura ou por pastos. Eles podem movimentar mais de 1.500 m3 de terra. Outras espécies cavam extensos túneis e galerias subterrâneos e acumulam matéria orgânica com que alimentam as larvas. Quando o fogo devasta a superfície da savana, as formigas escapam ao calor refugiando-se nas galerias mais profundas. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 298).

Os pássaros são variados na savana africana e têm grande habilidade de se adaptar às condições sazonais, o que lhes permite ocupar nichos ecológicos diferentes. Aves predatórias deste bioma são a águia, o falcão e o abutre, enquanto outras não podem voar, como o avestruz. Aves migratórias viajam sazonalmente entre os reinos Paleártico e Paleotropical – há, pelo menos, 135 espécies de aves europeias na Nigéria. Os pássaros granívoros e frugívoros predominam e o seu papel na dispersão da vegetação é fundamental. Os insetívoros têm uma relação com os mamíferos e carnívoros muito próxima, porque alimentam-se de insetos e larvas, que infernizam a sua vida. Geralmente essas aves acompanham os deslocamentos dos animais.

O fogo extermina a fauna de pequeno porte que vive no solo, principalmente os invertebrados, que têm menor capacidade de deslocamento. Quando o fogo elimina a vegetação e expõe o solo nu, o microclima é totalmente alterado, o que conduz a uma profunda alteração nos nichos ecológicos e nas cadeias tróficas. A sucessão ecológica, que sobrevém ao fogo, logo que as primeiras chuvas caem, repõe 60% da micro e macrofauna do solo. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 300).

3.8 BIOMA DE FLORESTAS PLUVIAIS EQUATORIAIS

A floresta equatorial do reino Paleotropical aparece na bacia do Congo e no sudeste asiático, onde atinge as maiores extensões. A região equatorial recebe calor durante todo o ano, porque a obliquidade dos raios solares é zero, e, por isto, a pressão atmosférica é baixa, o que origina a Zona de Convergência Intertropical, CIT ou ZCIT. A baixa equatorial, como também é chamada a CIT, atrai massas oceânicas e, no interior, produz massas equatoriais continentais, sempre úmidas e quentes, que provocam chuvas fortes à sua passagem. No Sudeste Asiático são comuns as chuvas de monções, sazonais: chuvas de verão e estiagens no inverno.


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“A precipitação média nas florestas tropicais pluviais varia entre 2.000 e 3.000 mm/ano. Contudo, no sudoeste de Camarões ou nas montanhas de Khasi, na Índia, as chuvas ultrapassam os 10.000 mm/ano”. (FURLEY; NEWEY 1986, p. 275). As médias de temperatura ficam por volta dos 20º C e raramente são superiores a 30º C.

As árvores são sempre altas, de troncos lisos, sem galhos, que só aparecem no topo para formar as copas, sempre largas. As raízes, normalmente, são tabulares e servem para a sustentação da árvore e para absorver prontamente os nutrientes provindos da reciclagem da matéria orgânica. As folhas são largas, com uma nervura central bem definida, que ajuda no escoamento da água.

O ciclo de vida na floresta tropical é muito rápido e as árvores raramente ultrapassam os 300 anos de idade. Na floresta temperada, o metabolismo é mais lento e as árvores podem superar os 1.000 anos de idade, como as sequoias. Na floresta tropical, uma clareira aberta pela queda de uma árvore é logo repovoada por pequenas árvores, que antes eram impedidas de crescer por causa do sombreamento feito pelas maiores e, por isto, tinham porte arbustivo.

Com a luz abundante, as árvores disparam para cima numa ferrenha luta pela luz. Em cinco anos podem atingir 25 metros de altura, com meio metro de circunferência. Em poucos anos, a floresta fecha a clareira.

A floresta tropical tem de quatro a cinco estratos de árvores – ou sinúsias. No primeiro estrato estão as árvores emergentes, que formam um conjunto disperso, com mais de 40 metros de altura. O segundo estrato é contínuo e as árvores têm de 15 a 30-40 metros de altura. É ele que forma o dossel característico da floresta tropical. No terceiro estrato estão as arvoretas, de hábitos ciófitos, dispersas no meio da mata, atingindo entre cinco e 15 metros de altura. O quarto estrato é constituído por arbustos, geralmente árvores pequenas, que não conseguem crescer devido à competição pela luz e pela sombra feita pelas árvores maiores. O quinto estrato é o herbáceo, e a sombra impede o seu desenvolvimento pleno – são ervas, fetos, gramíneas e rebentos de árvores, que aparecem aonde alguma claridade chega até a superfície do solo, e que ficam à espera da eventual abertura da clareira.

A distribuição da temperatura no sentido horizontal é muito uniforme. Contudo, no sentido vertical a sua distribuição origina microclimas específicos e complexos. As populações de animais e insetos que vivem nas árvores dependem diretamente dos microclimas, porque a luz e a sombra fazem variar o teor de umidade e a temperatura ao longo do dia e cria habitats especializados nos troncos.


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“A distribuição da luz depende das copas. As emergentes recebem luz diretamente e o vento varre as folhas livremente. Esses dois fatores aumentam a transpiração da árvore, levando o primeiro estrato a experimentar um déficit hídrico, como revelaram estudos na Costa do Marfim”. (CACHAN; DUVAL, 1963, apud FURLEY; NEWEY, 1986, p.: 275; DAJOZ, 1973, p. 73). As folhas externas são heliófitas e apresentam os mesmos mecanismos para a retenção de água vistos nas regiões quentes e secas.

A luz diminui à medida que se desce para a superfície. Isto cria uma inversão térmica: a temperatura era de 32º C na copa das emergentes e, no solo, caiu para 27º C, na floresta do Banco, na Costa do Marfim (CACHAN; DUVAL, 1963, apud DAJOZ, 1973, p. 73). A umidade relativa passou de 30% nas copas para 80% na superfície. A iluminação era de 100.000 luxes no topo e caiu para 100 luxes no solo. O vento tinha uma velocidade de 7 m/min. no topo e desapareceu no solo. A temperatura no solo variava entre 25º C e 27º C nos dias quentes e, como as trocas de nitrogênio entre a planta e o solo se fazem melhor à temperatura de 25º C “[...] compreende-se assim, a razão pela qual a floresta pode conservar-se em um solo pobre, que, quando desembaraçado das árvores, só dará fracas colheitas”. (DAJOZ, 1973, p. 73).

Epífitas heliófitas das famílias Orchidaceae e Bromeliaceae crescem profusamente nos galhos expostos ao sol, lado a lado com fetos, musgos, líquens e hepáticas. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 275).

As copas reduzem a velocidade das gotas de chuva, que perdem a energia à medida que descem em direção ao solo. No solo, o tapete de folhas mortas e em decomposição reduz ainda mais o impacto da gota, o que torna a erosão pluvial mínima na floresta. Mas nas clareiras, sem a proteção das copas, como o solo fica exposto, a insolação e a erosão são maiores.

Em um hectare de mata pluvial equatorial pode-se contar de 40 a 100 espécies de árvores de inúmeras famílias. Na floresta temperada, sob outras condições climáticas, há de cinco a 20 espécies de árvores em um hectare.

As raízes são, em geral, superficiais, penetrando muito pouco no solo, no máximo até 2,5 metros de profundidade, contudo, mantendo uma média de 10 cm até 30 cm de profundidade. Algumas espécies de Bombaceae, Leguminoseae, Sapotaceae e Meliaceae são dotadas de raízes escora, que podem chegar a nove metros de altura. (FURLEY; NEWEY, 1986, p. 279) e se estender horizontalmente por mais de cinco metros.

A floração e a frutificação se dão continuamente ao longo do ano (WALTER, 1986, p. 52), porque, como o clima é uniforme, não há uma estação própria para crescimento das plantas, nem estação que o retarde. As folhas só caem devido à sua idade e são logo substituídas por outras novas – não há espécies decíduas. Quando houver, seguramente, é uma espécie sobrevivente de climas mais secos


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do passado, que ainda se mantém. Isto pode ser visto na Floresta Ombrófila Densa (Mata Atlântica) de Santa Catarina, Brasil, onde algumas espécies de árvores são de uma época passada em que o clima era mais seco e frio e perdem as folhas no inverno. (KLEIN, 1975).

A dispersão dos frutos é complexa e vai desde aquele que explode ao cair no chão e espalha suas sementes, aos que podem flutuar, como as cabaças, e atingir longas distâncias. A participação de animais e aves na dispersão é considerável. A dispersão horizontal depende dos tipos de solo, do relevo, da presença ou escassez de água no solo, das relações com animais, insetos e aves polinizadores, das relações entre as plantas entre si em associações vegetais. Essas últimas organizam os indivíduos segundo as características sociológicas e fisiológicas de cada um. As clareiras interrompem bruscamente um contínuo e criam outros tipos de dinâmica.

O caráter importante da floresta pluvial é dado pelas lianas ou trepadeiras e epífitas. As trepadeiras agarram-se aos troncos e galhos das árvores, principalmente das emergentes, porque são heliófitas e buscam muita luz. Nas árvores secundárias das clareiras elas travam verdadeiras batalhas pela luz. As lianas possuem muitos artifícios para se agarrar às hospedeiras: espinhos, gavinhas (órgãos de fixação), raízes adventícias, que se introduzem nas fendas ou enlaçam os troncos, como fazem as Aráceas (Araceae).

As epífitas usam troncos, arbustos, galhos ou rochas para se fixar. Não são parasitas, usam os hospedeiros apenas como suporte. São plantas de clima úmido, escasseando nas matas de clima sazonal ou nas savanas. “A maior parte das epífitas é heliófita, sobretudo as bromeliáceas” (RIZZINI, 1976, p. 280). A água armazenada num reservatório é hábitat importante para uma infinidade de insetos e animais, como larvas de insetos, planárias, caramujos, centopeias, formigas, escorpiões, aranhas, rãs, lagartos e até pequenas cobras.

Furley & Newey (1986, p. 281) “agrupam as epífitas em macroepífitas – orquídeas, bromélias, cactos – e microepífitas – musgos, líquens e algas. Dentro desses tipos, elas podem ser classificadas segundo três fatores: morfologia, relações com a água e nutrição e posição ecológica na floresta” (1986, p. 281). Rizzini (1986, p. 279) “as classifica pela estrutura: podem ser suculentas ou esclerófilas. Cain & Oliveira Castro (1959, apud FURLEY; NEWEY, p. 281) dividem as epífitas em quatro grupos: holoepífitas, hemiepífitas, pseudoepífitas e semiparasitas”.

As holoepífitas (holo-, gr. holos, exprime a ideia de totalidade) nunca se ligam ao solo, como as Orchidaceae, Bromeliaceae e Piperaceae. A bromeliácea Tillandsia (como T. usneoides), conhecida no Brasil como barba-de-velho ou barba-de-bode (JOLY, 1991, p. 686), faz parte desse grupo.


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As hemiepífitas (hemi-, gr., hemi, exprime a ideia de meio) começam como epífitas verdadeiras, cuja semente, trazida por pássaros ou morcegos, germina no galho de uma árvore, e mudam para lianas, parasitas, quando crescem e atingem o solo, formando raízes aéreas, que se abastecem de água e de nutrientes, permitindo que ela cresça, agora para cima, para formar um caule que se espessa e envolve a hospedeira. A liana, então, abraça a árvore e a estrangula e acaba por matá-la. À medida que cresce, ela vai, aos poucos, substituindo o tronco da hospedeira, que impossibilitada de fazer correr livremente a seiva nos vasos, cede o lugar para a liana, agora enorme e com uma copa vasta. O cipó tem gavinhas que sugam a seiva da hospedeira. Em pouco tempo, a hospedeira deixa de existir e é substituída pela liana, que se transforma numa árbore como a figueira (Ficus spp). No interior do Brasil, esta liana é conhecida com figueira-mata-pau.

As pseudoepífitas germinam no solo e procuram uma planta hospedeira para subir por ela, livrando-se, em seguida, das raízes do solo, tão logo se fixem no tronco, onde, então, passam a viver como epífitas.

As semiparasitas se apoiam em árvores das quais retiram nutrientes, mas possuem folhas e são clorofiladas, podendo fazer a fotossíntese. Os haustórios (órgãos sugadores) da planta penetram na hospedeira até os vasos lenhosos e retiram deles o material necessário para sintetizar o seu alimento. Ao crescer, a planta se adere à hospedeira por meio de órgãos viscosos e, então, introduz no caule e nos galhos da hospedeira os haustórios. No Brasil, a popular erva-de-passarinho, da família Loranthaceae, é uma praga que recobre árvores inteiras, chegando a matá-las. Esta família tem 40 gêneros e cerca de 1.400 espécies, todas parasitas (JOLY, 1991, p. 246).

Parasitas verdadeiras são plantas que obtêm o seu alimento diretamente de outra, como os fungos, que são saprófitos. É exemplo a Rafflesia arnoldii, da família Rafflesiaceae, em Sumatra, que produz flores enormes, com mais de um metro de diâmetro.

Os solos tropicais, em geral, são pobres em nutrientes. A lixiviação retira os minerais úteis e permanecem no solo óxidos de ferro e alumínio (Fe2O3 e Al2O3) de pouca ou nenhuma utilidade para as plantas. O pH varia entre 4,5 e 5,5 (WALTER, 1986, p. 49).

A floresta tropical se mantém unicamente, pode-se dizer, graças à sua própria reciclagem de nutrientes. O clima úmido e quente é a base para a manutenção de uma população de micro e macro-organismos decompositores da matéria orgânica. A decomposição libera para o solo os elementos químicos, que são, então, lixiviados pelas chuvas. As raízes são dotadas de micorrizas, que as ligam diretamente com a serapilheira, o que lhes permite absorver os elementos e compostos químicos formados na decomposição orgânica.

A dinâmica da floresta tropical é muito veloz, porque ela depende da sua própria capacidade de reciclar os nutrientes. A exploração da mata desequilibra os ecossistemas e os nutrientes podem se perder, empobrecendo o solo, o que


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transforma a paisagem e lhe confere outra dinâmica. A recuperação completa da mata e dos seus ecossistemas será, então, muito lenta e, de acordo com Hare (1995, p. 96), pode levar até 700 anos.

As florestas tropicais não se resumem apenas às planícies. Também em áreas montanhosas, como as atingidas pelos ventos alísios, as vertentes montanhosas revestem-se de florestas densas, como na costa oriental da América do Sul (Mata Atlântica), em Madagascar e no nordeste da Austrália, todas regiões atingidas pelos alísios.

A presença das montanhas nas costas orientais leva à formação de densas nuvens, que envolvem quase permanentemente os cumes. Por isto, a floresta é conhecida como floresta de neblina. No Brasil, as serras do Mar e Geral, acima de 1.200 metros de altitude, são envolvidas por nuvens formadas pela ascensão das massas oceânicas. Klein (1978, p. 8), usando a denominação de Rambo, chama de mata nebular as formações florestais de ambas as serras. Walter (1986, p. 64) situa as florestas de neblina entre 1.000 e 2.500 metros de altura, altitude em que as chuvas orográficas são mais fortes e constantes. O ar saturado de umidade favorece o desenvolvimento das epífitas e, em maiores altitudes, dos fetos, licopódios, musgos e hepáticas (WALTER, 1986, p. 64; FURLEY; NEWEY, 1986, p. 288). A vegetação recobre vertentes de alta declividade, sob solos delgados quando há, mas é uma cobertura densa, de árvores baixas, pouco desenvolvidas, repletas de epífitas, revestidas de musgos e tortuosas. Nos países de língua inglesa, a mata é conhecida como floresta de duendes (elfin forest) (WALTER, 1986, p. 64; FURLEY; NEWEY, 1986,p. 288), porque transmite uma sensação de floresta mágica, encantada, com as árvores sempre envolvidas por uma neblina densa, que lhes dá um aspecto leitoso, misterioso. Os galhos e troncos, finos e tortos, não raro estão completamente tomados por espessos tapetes de musgos e epífitas, que pendem deles, como a Tillandsia spp (barba-de-velho), cujos filamentos formam densas cortinas, que chegam até o solo, reforçando essa impressão.

A fauna das florestas tropicais é muito rica e é um reflexo também da sua complexidade.

A atividade dos animais está intimamente ligada à estrutura da vegetação, da biomassa e da flora. Eis alguns poucos exemplos da fauna: o bongo (Boocerus euryceros) habita a África Ocidental, a bacia do Congo até o Sudão; o bonobo (Pan panisous), uma espécie muito pacífica de chimpanzé, muito relacionada ao homem, vive somente nas florestas do Zaire, numa área de 350.000 km2, na bacia do Congo; o elefante indiano (Elephas maximus) ocorre na Índia até Mianmar (antigo Ceilão), Sumatra e Bornéu, domesticável, é muito usado em tarefas pesadas, como transporte; o elefante pigmeu (Loxodonta cyclotis) vive no interior das florestas da África Central e Ocidental; o chimpanzé (Pan troglodytes), no Zaire, Guiné, Uganda e Tanzânia, ocupa desde as florestas à savana; o tigre-de-Bengala (Leo tigris) habita as selvas da Índia, Bangladesh, Burma, Sumatra,


225

Java, Bali, China e Sibéria; o búfalo (Syncerus caffer) tem duas raças na África, mas apenas uma espécie: o búfalo das savanas, no Quênia e Tanzânia, e o búfalo das florestas, também chamado de búfalo anão, na África Ocidental; o leopardo (Panthera pardus), o mais ardiloso e inteligente dos carnívoros e o mais forte dos felinos; o pacífico gorila-das-montanhas (Gorilla berengei berengei), nas montanhas de Uganda e levado quase à extinção.

As florestas pluviais equatoriais do Reino Neotropical, mais especificamente a Floresta Amazônica, pela sua exuberância e diversidade de características, será tratada mais detalhadamente no TÓPICO 2, que trata das paisagens fitogeográficas do reino Neotropical.

ESTUDOS FUTUROS

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● Os territórios biogeográficos possuem extensões continentais e se distinguem pelo número elevado de endemismos, geralmente em nível de ordens e de famílias. Os reinos subdividem-se em Regiões Biogeográficas, com endemismos ao nível de subfamílias e de gêneros. Por sua vez, as regiões biogeográficas subdividem-se em Domínios ou Províncias Biogeográficas, compreendendo áreas com elevado número de endemismo ao nível de gêneros e espécies.

● Ao se traçarem os limites setentrionais das espécies sul-americanas e os limites meridionais dos grupos norte-americanos, podem-se observar dois fatos:

1 – as famílias sul-americanas aparecem em maior número;2 – existe uma barreira natural, que marca o limite setentrional das espécies sul-

americanas, representada, ao norte da América Central, pela floresta tropical das terras baixas e pelas altitudes de 1.500 metros da Sierra Madre, no México. Acima dessa cota altimétrica, espécies norte-americanas predominam e migram para a América do Sul pelos Andes.

● O deserto do Saara é outra região de transição cujos limites são incertos. Nela, transitam espécies de animais e de plantas dos reinos Holártico (região Paleártica) e Paleotropical (principalmente da região Etiópica). A região central do Saara é mais seca, porém, possui montanhas de clima mais ameno, que atuam como se fossem ilhas ou corredores biogeográficos, por onde migram espécies holárticas em direção ao sul. É também usada pelas espécies etiópicas, que a cruzam no seu movimento para o norte.

● Outra região de transição entre os reinos Holártico e Paleotropical aparece na China, bastante modificada pela ocupação humana, especialmente depois da chegada dos europeus. As matas subtropicais originais foram totalmente erradicadas e a fauna florestal substituída por espécies adaptadas ao campo aberto.

● A última zona de transição acha-se nas regiões meridionais da América do Sul e da Nova Zelândia e as separa do reino Arquinótico. Muitas famílias de plantas e de invertebrados atuais mostram estreita relação nessas regiões, cujas origens estão no período Terciário.

● O reino Holártico é restrito ao Hemisfério Norte. Compreende a Europa, incluindo a Islândia, a Sibéria, os países asiáticos, incluindo a Coreia e o Japão, o norte da África e a América do Norte, exceto o México. O reino Holártico tem uma fauna e uma vegetação bem diversificadas.

RESUMO DO TÓPICO 1

227

● O que mais chama a atenção no reino Australiano é a sua fauna endêmica, consequência do isolamento desde o Mesozoico Inferior. O reino inclui a Austrália, Nova Caledônia, Tasmânia, o centro-norte da Nova Zelândia, Nova Guiné, Polinésia e Havaí. O reino Australiano é um dos mais ricos em formações fitogeográficas, abrangendo quase todas as formações do planeta – desertos, estepes e pradarias, savanas, floresta temperada decídua, floresta tropical úmida e o chaparral.

● O termo Arquinótico significa oposto ao Ártico e engloba o extremo sul da América do Sul, Antártica e o sudeste da Nova Zelândia. As condições adversas à vida dificultam o estabelecimento de animais e plantas, de modo que as espécies que lograram se adaptar às condições reinantes são altamente especializadas e de pequeno número de espécies.

● O nome tundra significa terra nua e deriva do finlandês tunturia. O ecossistema da tundra é muito recente e formou-se no fim da última glaciação, há cerca de 10 mil anos, quando o gelo começou a recuar e a expor a superfície nua das rochas. É o maior ecossistema da Terra, recobrindo cerca de 20% do planeta.

● Localizada ao sul da tundra, entre as latitudes de 45o e 75o graus, a taiga forma um cinturão contínuo entre a América do Norte (Canadá e Alaska, uma estreita faixa no extremo oeste americano e pequenas manchas no norte dos EUA), o norte da Europa (norte da Escócia e Escandinávia), atravessa toda a Sibéria, e chega até o Japão. Na Sibéria, a taiga alcança a sua maior extensão norte-sul, estendendo-se por 1.600 quilômetros de território.

● Ao sul da floresta boreal, a floresta semidecídua ocupa uma área menor que a

taiga. Situada entre 50º e 30º de latitude norte, na zona temperada da América do Norte, do leste da Ásia, da Europa Ocidental e Central. No Hemisfério Sul ela aparece no litoral do Chile, na Patagônia, numa estreita faixa no litoral sudeste da Austrália, na Nova Zelândia e no extremo sul da África do Sul.

● A principal característica das regiões áridas de latitudes médias subtropicais é que a evapotranspiração potencial é maior que a precipitação anual. Uma segunda característica, que resulta da anterior, é que o fator limitante nos desertos é a falta de água na superfície: a precipitação é inferior a 250 mm/ano. A escassez de água superficial tem como resposta uma vegetação de baixo porte e as adaptações que animais e plantas desenvolveram para viver num ambiente seco. Os desertos não são uma região destituída de vida. Na verdade, eles possuem fauna e flora bastante diversificadas. Uma terceira característica é que os desertos têm chuvas irregulares, umidade muito baixa e intensa insolação.

● Nas costas ocidentais dos continentes, nas latitudes de 30o e 45o, entre a floresta temperada decídua e os desertos quentes, a vegetação de certas regiões é dita mediterrânea não necessariamente por estar à margem do Mar Mediterrâneo, mas porque guardam entre si uma similaridade acentuada quanto à topografia,

228

clima e elementos biogeográficos. São apenas cinco regiões em todo o mundo, que apresentam características tão marcantes que constituem uma transição entre aqueles dois biomas... As regiões mediterrâneas aparecem no litoral do Mar Mediterrâneo, na Califórnia, no sul do Chile e nos extremos meridionais da África do Sul e da Austrália.

● As savanas são tipicamente tropicais – elas aparecem entre a floresta equatorial e os desertos e estepes das latitudes médias. A paisagem é uma cobertura de árvores, gramíneas e arbustos espaçados. Constitui-se por um balanço entre ervas, arbustos e árvores, podendo caracterizar-se como mais herbácea ou mais arbustiva-arbórea. As savanas variam muito de um lugar para outro, o que vai depender das condições do hábitat, mas, de um modo geral, estrutural e funcionalmente, elas se assemelham.

● A floresta equatorial do reino Paleotropical aparece na bacia do Congo e no sudeste asiático, onde atinge as maiores extensões. A região equatorial recebe calor durante todo o ano, porque a obliquidade dos raios solares é zero, e, por isto, a pressão atmosférica é baixa, o que origina a Zona de Convergência Intertropical, CIT ou ZCIT.

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1 Qual a relação entre o nível de endemicidade e os territórios biogeográficos?

2 Qual a localização dos cinco reinos biogeográficos conforme a classificação de Müller (1979)?

3 Os territórios biogeográficos possuem extensões continentais e se distinguem pelo número elevado de endemismos, geralmente em nível de ordens e de famílias. Acerca do estudo realizado sobre os territórios biogeográficos, analise as afirmativas a seguir:

I. As regiões biogeográficas subdividem-se em Domínios ou Províncias Biogeográficas, compreendendo áreas com elevado número de endemismo ao nível de gêneros e espécies.

II. Os domínios subdividem-se em Setores ou Distritos Biogeográficos, que correspondem a territórios restritos com elevado número de endemismos ao de espécies ou de gêneros, se estes últimos possuírem poucas espécies.

III. Os limites dos reinos biogeográficos, muitas vezes, se confundem e se interpenetram, principalmente quando as barreiras biogeográficas não são bem definidas. Essas divisões variam muito, principalmente quando o nível taxonômico é mais restrito.

IV. A divisão entre os reinos Neotropical e Paleotropical e o reino Holártico tem suscitado discussões. Alguns pesquisadores consideram a América Central não uma zona de transição entre os reinos Holártico e Neotropical, mas uma região do reino Neotropical, porque nela predomina a fauna sul-americana e o clima é tropical.

Agora, assinale a alternativa CORRETA:a) ( ) Estão corretas as afirmativas I, III e IV.b) ( ) Estão corretas as afirmativas II e IV.c) ( ) Apenas a afirmativa III está correta.d) ( ) Todas as afirmativas estão corretas.

4 Relacione cada reino biogeográfico com seus respectivos grupos da flora e da fauna.

1. Reino Holártico.2. Reino Paleotropical.3. Reino Australiano.4. Reino Neotropical.5. Reino Arquinótico.

AUTOATIVIDADE

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( ) Pinguim-imperador; pinguim-de-adélia; Deschampsia antarctica; Colobanthus crassifolius.

( ) Macacos; saguis; tamanduás; lhama; vicuña; guanaco; beija-flores; perdizes; tucanos; cactos; bromélias; seringueira.

( ) Ornitorrinco; canguru; coala; casuar; Gênero Eucalyptus.( ) Girafa; hipopótamos; hiena; gorila; chimpanzé; leão; elefante; zebras;

avestruz; gerânios; ébano; árvore produtora de alcaloide; galinhola.( ) Ursos; cães; lobos; coiotes; cervos e alces; búfalo; bisão; castores; ouriço;

gambás; quatis; saracura; urogalo; papagaio-do-mar; cegonha; cucos; rouxinóis; abutres; esturjão; perca; salmão e truta; arbustos e árvores como as avelanzeiras; choupo; álamo; ranúnculos; amoreiras.

Agora, assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:a) ( ) 1 – 2 – 3 – 4 – 5.b) ( ) 5 – 4 – 3 – 2 – 1.c) ( ) 3 – 4 – 5 – 2 – 1.d) ( ) 4 – 5 – 3 – 2 – 1.

231

TÓPICO 2

AS PAISAGENS

FITOGEOGRÁFICAS DO REINO

NEOTROPICAL

UNIDADE 3

1 INTRODUÇÃOTodo o complexo mecanismo climático, edáfico e geomorfológico

anteriormente descrito foi a mola que empurrou e manteve a evolução das paisagens nos trópicos. A paisagem geográfica integrada resulta de um jogo de fatores interconectados, que estendem a sua influência por uma área de tamanho variado ao longo de um tempo determinado. A evolução da paisagem depende tanto de fatores locais, quanto de fatores externos a ela.

2 DOMÍNIOS MORFOCLIMÁTICOS BRASILEIROS

Apoiado no princípio de que tanto fatores locais quanto externos influenciam na evolução da paisagem, Ab'sáber (1967) delimitou os domínios morfoclimáticos e as províncias fitogeográficas brasileiras:

1 – Domínio dos chapadões tropicais a duas estações, recobertos por cerrados e com florestas-galeria.

2 – Domínio das regiões serranas tropicais úmidas ou dos "mares de morros", recobertos por florestas pluviais.

3 – Domínio das depressões intermontanas semiáridas, com inselbergs e drenagens intermitentes e recobertas por caatingas.

4 – Domínio de planaltos subtropicais com florestas de araucária e pradarias de altitude.

5 – Domínio das coxilhas subtropicais uruguaio-sul-rio-grandense, com pradarias mistas.

6 – Domínio das terras baixas equatoriais florestadas da Amazônia brasileira.

Os domínios são separados por faixas contínuas de paisagens de transição, em que padrões inteiramente podem se destacar, como vimos antes.

A descrição das paisagens neotropicais será apoiada nas ideias de Ab'Sáber, mas, nela, introduziremos conceitos de outros autores recentes.

São pesquisas realizadas em outros campos que não apenas da Geografia, mas também da Ecologia, da Geologia, da Geomorfologia, da Botânica, e outros, que nos auxiliarão a ter uma visão detalhada das paisagens atuais deste reino.

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2.1 DOMÍNIO DOS CHAPADÕES TROPICAIS COM DUAS ESTAÇÕES, RECOBERTOS POR CERRADOS E COM FLORESTAS-GALERIA

“Recobrindo uma superfície de cerca de 18 milhões de km2 (TROPPMAIR, 2002, p. 82), no Planalto Central brasileiro, este domínio tem clima sazonal, com chuvas de verão, que mantêm uma drenagem perene”. “A estiagem dura de quatro a cinco meses, predominantemente no inverno. As chuvas variam entre 1.100 e 1.600 mm/ano”. (EINTEN, IN PINTO, 1994, p. 20).

“A região é formada por planaltos de estrutura complexa e planaltos sedimentares compartimentados”. (AB'SÁBER, 1967, p. 5). “Os interflúvios têm rampas suaves e os vales são espaçados e pouco ramificados”. (BIGARELLA, ANDRADE-LIMA & RIEHS, 1975, p. 429). “São comuns níveis de pediplanos e terraços embutidos nos vários compartimentos, o que revela a ação de flutuações climáticas pleistocênicas”. (BIGARELLA, ANDRADE-LIMA & RIEHS, p. 428). “Os solos são pobres e predominam os latossolos vermelho-escuros e vermelho-amarelos, com textura argilosa. Nos relevos acidentados aparecem lateritas, e nas veredas, solos orgânicos e gley húmicos”. (BIGARELLA, ANDRADE-LIMA & RIEHS, p. 430).

A paisagem do cerrado é formada por um tapete descontínuo e esparso de gramíneas, entremeado de ervas, arbustos e árvores. Arbustos e árvores têm troncos tortuosos, casca espessa, folhas coriáceas, duras e revestidas por uma camada de cera ou pelos. As folhas têm cor clara ou acinzentada, são grandes e pontudas, o que facilita o gotejamento e evita a acumulação da água na folha, reduzindo a incidência de infecções por fungos. (EINTEN, in PINTO, 1994, p. 22).

“Ideias antigas consideravam o cerrado um campo seco”. (FERRI, 1973, p. 288). No entanto, quando Rawitscher, Ferri e Rachid (1943, apud FERRI, 1973, p. 289) realizaram as primeiras pesquisas sobre o cerrado, tendo o cerrado de Emas (Estado de São Paulo) como área de estudo, novas concepções vieram à tona e mudaram os conceitos antigos. Em Emas aqueles pesquisadores mostraram que (FERRI, 1973, p. 289):

1 – o solo é profundo, tem água disponível e permanente para as plantas, exceto na camada superficial (2 m de profundidade), que é seca na estiagem. O lençol flutua segundo as duas estações;

2 – a água gravitacional move-se para baixo durante todo o ano. Acima do lençol a quantidade de água armazenada nos poros equivale às precipitações de três anos. Segundo Arens (FERRI, 1971, p. 254), a água pode levar até seis meses para alcançar o lençol, o que mostra que o movimento descendente avança estação seca adentro;

3 – a maioria das espécies alcança o lençol, enquanto outras não o atingem, mas suas raízes descem além de 10 metros, onde há água abundante nos poros do solo;

TÓPICO 2 | AS PAISAGENS FITOGEOGRÁFICAS DO REINO NEOTROPICAL

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4 – os estômatos da maior parte das plantas permanecem abertos durante o dia, mesmo na estiagem, e elas transpiram livremente.

“O cerrado exibe uma fisionomia xerófita muito acentuada, maior que a da caatinga. Mas como não falta água, a vegetação é mesófita e não xerófita. O aspecto xerófito se deve não à falta de água, mas à deficiência de nutrientes no solo”. (FERRI, 1973; 1980, p. 134). As plantas do cerrado fazem a fotossíntese durante todo o dia – há luz em excesso no cerrado. A produção de carboidratos, pois, é alta. Eles se acumulam nas folhas e nos caules e galhos e, desta forma, lhes emprestam um aspecto xeromorfo.

‘‘O principal fator limitante no cerrado é a deficiência de nutrientes, como mostrou Arens”. (apud FERRI, 1971, p. 252). Cálcio, fósforo, enxofre, nitrogênio, zinco, boro e molibdênio existem em quantidades inferiores à necessidade das plantas e vários processos fisiológicos são atingidos, como a síntese das proteínas. Nitrogênio, fósforo e enxofre são elementos importantes na síntese e a sua escassez afeta todo o processo, e o resultado são plantas pouco desenvolvidas. (ARENS, apud FERRI, 1971, p. 255).

As plantas do cerrado são, por definição, escleromorfas oligotróficas. A escleromorfia produz tecidos grossos e duros, o que dificulta o crescimento normal da planta, tornando-a raquítica. Oligotrofismo é um termo que se refere à deficiência de absorção – oligo, do grego, significa pouco, escasso, e trofismo vem de trophein, grego, alimentar-se. Portanto, plantas que dispõem de poucos nutrientes são oligotróficas e escleromorfas. O limite do cerrado pode ser marcado pela deficiência de minerais no solo. Nos lugares em que os nutrientes existem em quantidades mais elevadas, aparecem o cerradão e a mata mesófita.

Por outro lado, “o alumínio aparece em teores muito elevados, o que agrava o problema do escleromorfismo”, como demonstrou Goodland (1971, apud FERRI, 1973, p. 321), porque ele é tóxico para as plantas, mas não para os animais.

A fisionomia do cerrado está na dependência da quantidade de nutrientes e de alumínio nos solos. Goodland (1971, apud FERRI, 1973, p. 337) mostrou que na região do cerrado há uma variedade de formações dependentes das condições do solo. Goodland estabeleceu um gradiente de formações:

1 – campo sujo, com árvores de até três metros de altura;2 – campo cerrado, com árvores até quatro metros;3 – cerrado (sensu strictu), com árvores até seis metros;4 – cerradão, com árvores até nove metros.

Em algumas classificações, refere-se ao campo limpo, uma formação de ervas e subarbustos esparsos. Matas-galerias são muito comuns nas margens dos rios e córregos. (EINTEN, 1972, apud GARCIA; PIEDADE, 1980).

234


O porte da vegetação cresce no sentido do cerradão, o que significa que o teor de nutrientes aumenta, ao passo que o pH e a concentração de alumínio descem na direção do campo sujo. Portanto, o xeromorfismo aumenta do cerradão (35% de alumínio no solo) para o campo sujo (58% de alumínio no solo), de acordo com Goodland.

Goodland também descobriu que as plantas podem armazenar alumínio em maior ou menor proporção. Ele as classificou, pois, em acumuladoras obrigatórias ou facultativas, e não acumuladoras tolerantes ou sensitivas. As não acumuladoras sensitivas armazenam entre 10 e 20 ppm de alumínio. As plantas da família das Voquisiáceas acumulam mais de 10.000 ppm – são acumuladoras obrigatórias. As famílias acumuladoras obrigatórias dominam no cerrado e apresentam as características conhecidas.

No reino Neotropical, as savanas aparecem no Brasil (cerrado e caatinga), na Venezuela, onde constitui os lhanos, no Chaco e em pequenas porções da América Central.

O cerrado brasileiro está caminhando em ritmo acelerado para a sua extinção. Em Minas Gerais, o cerrado foi praticamente todo cortado para alimentar os fornos siderúrgicos. O uso do cerrado como fornecedor de carvão vegetal é antigo. Com a expansão de fornos de ferro-gusa naquele Estado, o corte do cerrado acelerou-se, e, praticamente, não existe mais em vastas áreas do norte de Minas Gerais. Em seu lugar veem-se extensas monoculturas de eucaliptos. Fornos de carvão são uma visão comum no meio das áreas sem vegetação. Nos pátios das siderúrgicas, dezenas de caminhões aguardam o descarregamento. Nas estradas da região, os caminhões andam praticamente em fila, tal o seu número. Contudo, agora, transportam carvão de eucalipto, pois quase não há mais cerrado para ser cortado. O que restou está, finalmente, protegido. Por seu turno, grandes propriedades do norte do Estado também transformaram o cerrado, retirando a vegetação para formar pastos. Extensas áreas, antes cobertas pela vegetação, agora são ocupadas pelo gado de corte.

As atividades agrícolas no cerrado aceleraram-se a partir da década de 70, quando técnicas modernas de cultivo e de criação foram introduzidas, com o objetivo de estimular o crescimento econômico do Planalto Central, especialmente depois da fundação de Brasília. Cerca de 70% da produção de carne bovina vêm do Planalto Central. Feijão, soja, milho e arroz são outros produtos largamente cultivados, graças às técnicas de correção do solo. Plantações de eucaliptos (Eucalyptus spp) e de pinheiros (Pinus spp) atendem à fabricação de polpa de celulose para a indústria de papel. A ocupação do cerrado, como toda ocupação mal planejada, tem levado a uma deterioração dos hábitats, com redução da flora e da fauna, embora unidades de conservação tenham sido criadas, mas em número insuficiente.


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2.2 DOMÍNIO DAS REGIÕES SERRANAS TROPICAIS ÚMIDAS OU DOS "MARES DE MORROS", RECOBERTOS POR FLORESTAS PLUVIAIS

Este domínio corresponde à região dos mares de morros de origem ígnea e metamórfica, forma uma faixa que se estende ao longo do litoral oriental do reino Neotropical e ocupa uma área de mais de 1 milhão de quilômetros quadrados. O clima superúmido, com temperaturas elevadas durante todo o ano, originou uma forte decomposição das rochas, o que resultou num manto de alteração muito espesso, graças a um processo de mamelonização, que se alternou com a pedimentação e compôs uma paisagem típica de morros gnáissicos e granítico-gnáissicos de vertentes arredondadas, que Ab'Sáber (1993, 1966, apud AB'SÁBER, 1973, p. 15) chamou de “mares de morros e Libault denominou de colinas policonvexas” (Ab'Sáber).

Ab'Sáber (1973, p. 14) define mamelonização como "[...] um conjunto de processos fisiográficos, suficientemente capaz de arredondar as vertentes de rochas cristalinas decompostas até o nível de uma feição geométrica policonvexa [...]". Simultaneamente, a pedogênese tropical sob floresta úmida aprofundava o manto de intemperismo, enquanto a drenagem ganhava desenho dendrítico e caráter perene. A pedimentação é a aplainação lateral das vertentes, vinculada a uma transição de clima úmido para clima semiárido, um processo oposto à mamelonização, que forma rampas de erosão. Ab'Sáber explica que em toda zona costeira do Brasil tropical úmido as condições de pedimentação e mamelonização ocorreram durante todo o Quaternário.

A mamelonização se deu em climas úmidos sob florestas tropicais úmidas e, na mudança para climas semiáridos, de curta duração, houve a retração da cobertura florestal, a erosão mecânica se instalou e atacou as colinas policonvexas, agora sem vegetação, e transportou os detritos para os vales por pedimentação, formando pavimentos detríticos. Uma umidificação posterior do clima retomou o intemperismo químico, que prevalece atualmente. As linhas-de-pedra (stone lines) são um testemunho da última fase seca, que se deu na transição entre o Pleistoceno e o Holoceno. (AB'SÁBER, 1973; VIADANA, 2002).

A floresta ombrófila densa, a mata Atlântica, recobre a cadeia costeira, a Serra do Mar, estende-se até os mares-de-morros e a Serra da Mantiqueira, cujo ambiente já apresenta algumas diferenças em relação ao litoral. Muitos autores ampliam os domínios da floresta Atlântica até o interior do Brasil (RIZZINI, 1979, Fundação SOS Mata Atlântica, 1992, 1993), o que não corresponde à realidade. A Fundação SOS Mata Atlântica inclui os Estados de Goiás e Mato Grosso do Sul como áreas ocupadas pela floresta Atlântica. Rizzini vai mais longe: “a mata Atlântica avança até a Argentina’’. Rizzini (1979, p. 67) considera a floresta de araucária uma continuação da floresta ombrófila densa e, por isto, a inclui nesta, ao dizer que "[...] teremos que lidar com as seguintes formações dentro da floresta Atlântica: floresta pluvial montana, floresta pluvial baixo-montana, floresta de Araucária e floresta pluvial ripária e em manchas".

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As condições ecológicas e biogeográficas da floresta ombrófila densa, que se encontra no litoral, e a floresta tropical do interior, são inteiramente diferentes e ambas as formações não podem ser tomadas como uma comunidade única.

Fisionomicamente, as matas do interior se assemelham à floresta litorânea e as floras apresentam muitas espécies e gêneros comuns. No entanto, as características ambientais numa e noutra região são completamente diferentes. Não são apenas a flora e a fisionomia que particularizam uma formação fitogeográfica. Muitos outros fatores intervêm e se completam para produzir uma rede complexa de interações, que caracterizará as diversas formações fitogeográficas. As florestas Atlântica e Amazônica são muito semelhantes, se observarmos apenas a fisionomia. Mas são inteiramente diferentes geograficamente e ecologicamente falando. A floresta ombrófila mista, a mata de araucária, apresenta espécies da floresta Atlântica, como se pode ver na divisa entre os Estados de Santa Catarina e Paraná, em plena Serra do Mar. Essa região é um ecótono entre as duas formações, que se misturam e interpenetram, mas cada uma guarda a sua individualidade.

As condições ambientais mudam do litoral para o interior – o clima úmido do litoral, sem estação de estiagem, torna-se mais seco, sazonal, com duas estações bem marcadas. A influência do oceano reduz-se gradativamente para o interior. As frentes polares raramente entram no interior de Minas Gerais, vindas do litoral, pois o seu avanço é dificultado pelas serras do sul do Estado e, sobretudo, pela Serra do Mar e, mais no interior, pela Mantiqueira. As invasões da frente polar pelo interior se dão por outro padrão de dinâmica. As chuvas (orográficas, frontais e de convecção) nas serras litorâneas chegam a 4.000 mm/ano, na Serra do Mar em São Paulo, mas caem paulatinamente no interior até atingir a marca de 1.000 mm/ano no norte de Minas Gerais.

O clima está diretamente vinculado à variedade de relevo e de rochas. As condições de umidade do litoral e do interior proporcionam processos morfogenéticos diferentes, que condicionam formações vegetais diversas. No litoral superúmido, o relevo é típico de regiões tropicais cristalinas florestadas. (MOREIRA; CAMELIER, 1977, p. 25). Os processos morfogenéticos úmidos “[...] são interrompidos pela passagem do domínio cristalino para a depressão Paleozoica em São Paulo, e em Minas Gerais pelas altas superfícies do Espinhaço”. (MOREIRA; CAMELIER, 1977, p. 25).

Desse modo, a umidade reduz-se do litoral para o interior, permitindo o desenvolvimento de formações fitogeográficas típicas de clima sazonal. De acordo com os fatores morfogenéticos, as formações vegetais podem ser subdivididas em dois setores: as florestas perenefólias costeiras e as florestas subcaducifólias tropicais do interior. (MOREIRA; CAMELIER, 1977, p. 25).

Essas duas formações desenvolveram-se graças a condições ambientais específicas.


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Essas condições ambientais facultam às florestas litorâneas o caráter perene. No interior, a menor umidade, o período de estiagem e outros fatores, como os solos, dão à floresta o caráter subcaducifólio – não se incluem aqui os cerrados e a caatinga. A deciduidade se torna mais conspícua à medida que se caminha para o interior da Região Sudeste.

Alonso (1977, p. 91) enfatiza que “nas encostas voltadas para leste e sul das serras do Mar e Mantiqueira, a floresta é pluvial, mas nos seus reversos (sombra de chuva, a sota-vento), a floresta é subcaducifólia”.

A floresta ombrófila densa costeira desenvolveu-se onde impera a meteorização química, favorecida pelas elevadas temperaturas e índices pluviométricos. Colonizando as escarpas íngremes da Serra do Mar, a floresta recebe influências muito marcadas das faixas de altitude, o que levou Veloso (IBGE, 1992) a descrevê-la segundo os níveis de altitude: “floresta ombrófila densa aluvial, floresta ombrófila densa das terras baixas, floresta ombrófila densa submontana e floresta ombrófila densa montana”.

“A floresta Atlântica típica situa-se entre 800 e 1.500-1.700 metros de altitude” (RIZZINI, 1979, p. 67), recobrindo a paisagem de morros mamelonares, entre os quais aparece um relevo acidentado, com vertentes de alta declividade e vales encaixados e muito profundos. É denominada por Veloso (1992) de formação montana – com altitudes entre 600 e 2.000 metros, na região tropical, e diminuindo a cota de altitude simultaneamente ao aumento da latitude. Chuvas copiosas, que podem ultrapassar os 4.000 mm/ano na Serra do Mar, no norte de São Paulo, mantêm a floresta sempre verde e intemperizam as rochas para formar mantos de alteração profundos – não raro, com profundidade de 40-60 metros. (AB'SÁBER, 1963, apud RIZZINI). Nos trechos muito íngremes, o solo é superficial, comportando apenas uma cobertura herbácea com poucos arbustos.

Entre as altitudes de 300 e 800 metros, a floresta dos mares-de-morros distribui-se no interior dos Estados de Minas Gerais e Espírito Santo e Rio de Janeiro, até o litoral. A floresta tropical do interior não pode mais ser chamada de floresta Atlântica ou floresta ombrófila densa, primeiro, porque não é mais ombrófila – há uma nítida estação seca - e, depois, porque a flora, em razão disso, muda sensivelmente. Veloso (1992, p. 17) “a rotula de formação submontana, com altitudes entre 100 e 600 metros”.

Em Angra dos Reis (RJ) chove 2.150 mm/ano e há quatro meses de estiagem, mas em Caxambu (MG), com 1.530 mm/ano, e Passa Quatro (MG) com 1.500 mm/ano, há de cinco a seis meses de estiagem (RIZZINI, 1979, p. 71). No entanto, como Rizzini (1979) explica, o topoclima de Angra dos Reis não se mostra seco, porque não há precipitações abaixo de 60 mm/ano. O que há é uma redução das chuvas no inverno, com o mês de julho comportando 83 mm – logo, não há uma estiagem típica e a floresta Atlântica de Angra dos Reis pode ser considerada ombrófila. Nas duas cidades mineiras ocorre uma seca ecológica de quatro meses, em que falta água no solo para as plantas. Além disso, as elevadas temperaturas

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no interior fazem crescer a evapotranspiração, o que agrava a seca ecológica – sem a reposição das chuvas, o lençol aquífero baixa e fica fora do alcance de muitas espécies. As plantas recorrem, então, ao orvalho, que, no inverno, é copioso.

A floresta tropical do interior, que recobre as colinas policonvexas interioranas, é diferente da floresta tropical do litoral, a floresta ombrófila densa, tanto na composição florística, quanto na fisionomia. Rizzini (1979, p. 72) aponta as diferenças:

1 – na floresta do interior, as árvores são menores (15-25 m de altura);2 – menor densidade e maior espaçamento entre as árvores, para evitar ao

máximo a competição pela água e nutrientes;3 – há poucas lianas, epífitos, plantas macrofilas, palmeiras, fetos arborescentes,

líquens arbustivos e musgos, que, no entanto, são comuns nos vales encaixados, onde a umidade é maior;

4 – poucas raízes de escora (sapopemas).

“O maior espaçamento entre as árvores permite o desenvolvimento de um sub-bosque com árvores menores e maior densidade de arbustos” (RIZZINI, 1979, p. 72). Rizzini (1979) diz que a "[...] impressão geral é de secura. A própria terra parece seca em julho." Algumas espécies típicas da mata: Piptadenia macrocarpa (angico), Persea cordata (maçaranduba), Ocotea rigida (canela-amarela), Belangera tomentosa (salgueiro), Machaerium villosum (jacarandá-pardo), Copaifera lansgdorfii (copaíba), Cedrela fissilis (cedro), Platypodium elegans (jacarandá-branco) etc.

Quando se aproxima do litoral, onde a umidade é maior, a floresta dos mares de morros adquire outra fisionomia. As árvores atingem 20-25 metros e algumas podem ter mais de um metro de diâmetro, como o vinhático (Plathymenia), o guarabu (Peltogyne) e o jequitibá (Cariniana). O sub-bosque tem árvores menores e um estrato arbustivo. Lianas, palmeiras e epífitos podem se mostrar. (RIZZINI, 1979, p. 72).

Rizzini (1979) enumera algumas espécies típicas: Apuleia leiocarpa (garapa), Cariniana estrellensis (jequitibá-rosa), Melanoxylon braunia (braúna), Peltogyne discolor e P. mattosiana (guarabu), Schizolobium parahyba (garapuvu), Plathymenia foliolosa (vinhático) etc.

Segundo Rizzini (1979, p. 73), “muitas espécies são comuns à floresta dos níveis mais altos – floresta ombrófila densa montana – e à floresta dos níveis mais baixos – floresta ombrófila densa baixo-montana”.

A floresta ombrófila densa dos mares-de-morros e das encostas da Serra do Mar varia em composição florística, segundo a latitude. As condições climáticas mudam com as latitudes, principalmente as temperaturas. As temperaturas médias (médias anuais, médias das máximas e das mínimas) mudam no sul. As temperaturas caem sensivelmente no litoral do Paraná, de Santa Catarina e Rio Grande do Sul, o que afeta o desenvolvimento da floresta e as árvores têm porte menor. Mesmo assim, podem-se encontrar gigantes com 30-35 metros de altura. (KLEIN, 1978, p. 3).


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Não apenas o porte é afetado, mas a composição florística também muda com a latitude. A quantidade de espécies reduz-se, ao passo que o número de indivíduos por espécie cresce. As famílias das Lauraceae e Myrtaceae predominam no sul (KLEIN, 1978, p. 4). As epífitas aparecem em grande densidade, representadas pelas famílias Bromeliáceas, Orquidáceas, Aráceas, Piperáceas, Gesneriáceas, samambaias (Pteridófitas), as lianas lenhosas Bignoniáceas, Hipocrateáceas e Sapindáceas.

2.3 DOMÍNIO DAS DEPRESSÕES INTERMONTANAS SEMIÁRIDAS, COM INSELBERGS E DRENAGEM INTERMITENTE E RECOBERTAS POR CAATINGAS

O domínio das depressões intermontanas semiáridas, com inselbergs e drenagem intermitente e recobertas por caatingas, é considerada uma região de contrastes. O Nordeste brasileiro começa a mostrar a sua complexidade no clima, que é "[...] o que mais se destaca, não só por conferir individualidade à região, como também, por ser o principal elemento do qual decorrem as demais características do relevo, da vegetação e da rede fluvial" (SILVA , 1972, p. 215). A tudo isso somam-se os aspectos humanos, estreitamente ligados e praticamente dependentes do clima semiárido. A circulação atmosférica deriva da conexão de sistemas diferentes, o que origina regimes pluviométricos de características locais. Se as chuvas diferem de um lugar para outro, o regime de temperaturas, no entanto, é um fator que unifica a Região Nordeste. Nimer (1977, p. 315) a considera "[...] uma das regiões mais complexas do mundo".

A umidade chegada do mar concentra-se no litoral – o que favorece o aparecimento da floresta ombrófila densa, hoje completamente devastada pelos canaviais, que aproveitaram e esgotaram, praticamente, solos extremamente férteis. No litoral, as chuvas variam entre 1.500 e 2.000 mm/ano.

A semiaridez do Nordeste deve-se à presença, no interior, de um ramo destacado do anticiclone marítimo, cuja subsidência impede a ascensão de massas de ar e, pois, a condensação, permanecendo a região sob um regime de chuvas escassas, que não chegam a 600 mm/ano. O anticiclone do interior provavelmente é um extenso braço do anticiclone dos Açores, que se estende para o sul, ultrapassa a linha do equador e se instala no interior do Nordeste (CONTI; FURLAN, apud ROSS, 1995, p. 105). Dessa forma, a célula anticiclônica, ao divergir ventos, impede a entrada na região da massa equatorial continental (mEc) e da frente polar. Outro fator que pode também estar na origem da semiaridez é a temperatura baixa da água do oceano. A corrente de Benguela, que margeia o litoral ocidental da África, é empurrada para oeste pelo movimento anti-horário do anticiclone do Atlântico e, no litoral dos Estados do Ceará e Rio Grande do Norte, a água mais fria tem menores evaporação e condensação. Com isto, caem os índices pluviométricos. Em Cabeceiras, na Paraíba, foi registrado o menor índice de chuvas no Brasil – 278,1 mm/ano. (SILVA, 1972, p. 217).

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“O período seco varia muito de um lugar para outro. No Raso da Catarina, na Bahia, há de nove a 10 meses secos, e, a sota-vento da Borborema, entre os Estados de Pernambuco e Rio Grande do Norte, a estiagem dura 11 meses”. (FERRI, 1980, p. 40).

No interior, o sertão, zona da caatinga, a umidade desce a valores mínimos. É uma região de depressões interplanálticas, que constituem superfícies de erosão, com altitudes inferiores a 500 metros, situada entre serras – Borborema, Araripe, Ibiapaba, com 800 metros de altitude, e a Diamantina, com 1.200 metros. Perdidos no meio dessa planura semiárida, destacam-se morros isolados, talhados em rochas mais resistentes, os inselbergs, testemunhos de ciclos de erosão em climas áridos no passado. Os solos são rasos, litólicos.

“O regime de chuvas no Nordeste é muito variado, segundo as regiões. No litoral, o período chuvoso dá-se no outono-inverno e a estiagem na primavera-verão. No interior, as chuvas caem no verão-outono, e o inverno é a época da estiagem” (SILVA, 1972, p. 217). As chuvas e as secas estão na dependência da posição da Zona de Convergência Intertropical (CIT) e das invasões das ondas de leste. Quando o Hemisfério Norte está no inverno, a CIT é empurrada para o sul, ultrapassa a linha do equador e traz chuvas para o Nordeste de janeiro a abril. De maio em diante, a pressão começa a subir e atinge o máximo em julho, o que mantém a CIT fora da região. De agosto em diante, a pressão começa a cair e atinge o mínimo em janeiro. Estimulada pela baixa regional e pela baixa equatorial, a CIT desloca-se para o sul.

“A estiagem se dá nos meses de alta pressão, quando o anciticlone dos Açores avança até a região e predomina sobre ela. Em junho, julho e agosto, as ondas de leste levam chuvas para o litoral, mas, no interior, a célula de alta pressão traz a seca”. (NIMER, 1977, p. 36).

No inverno do Hemisfério Sul, a CIT emigra para o norte, e a alta pressão prevalece. As chuvas nordestinas têm características únicas: são escassas, e, no entanto, podem ser torrenciais e costumam faltar durante anos a fio.

Esse complexo regime de chuvas e de temperaturas elevadas mantém uma região semiárida em que a maioria das plantas é xerófita. Os solos são férteis, mas são litólicos ou arenosos, permeáveis e bem arejados. A vegetação da caatinga é muito rica em espécies.

As árvores são baixas (10-12 m de altura), espalham-se esparsamente, deixando um bom espaço descoberto entre elas, de modo a reduzir ao máximo a competição pela água. As árvores são cobertas por espinhos ou acúleos e as cactáceas e bromeliáceas são comuns. Epífitos e lianas não existem na caatinga.


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As plantas da caatinga são xeromorfas, mas não escleromorfas (veja o cerrado). Xeromorfas, porque a água é um fator limitante no sertão. Entretanto, não são escleromorfas, porque não predomina nela a esclerofilia, como nas espécies do cerrado, que são escleromorfas oligotróficas, mas não são xerófitos. Na caatinga, como há falta de água, as plantas têm que economizá-la. Por isto, os estômatos se fecham durante as horas quentes do dia, reduzindo, pois, a fotossíntese. Dessa forma, não há produção excessiva de carboidratos – como se dá no cerrado – e as plantas, por conseguinte, não os acumulando, não são esclerófitas. Não obstante serem xerófitos, as plantas da caatinga não apresentam fisionomia de xeromorfismo, como as do cerrado – que não são xerófitos, mas apresentam essas características, porque são esclerófilas.

A flora da caatinga, apesar da severidade do ambiente, é muito rica. Eis algumas espécies (JOLY, 1970, p. 28): baraúna ou braúna (Schinopsis brasiliensis), aroeira (Astronium urundeuva), umbuzeiro (Spondias tuberosa), que produz, em dezembro, o umbu, um fruto muito apreciado, juazeiro (Ziziphus joazeiro), de copa muito densa, sempre verde, mesmo na seca mais aguda, sempre nas partes mais baixas das vertentes onde há acúmulo de umidade. O seu fruto amarelo, que nasce em janeiro e fevereiro, o joá, é também muito apreciado. A oiticica (Licania rigida) também prefere as baixadas dos rios secos – ainda há alguma umidade no solo – e igualmente permanece verde por muito tempo na seca, mas acaba por perder parte das folhas. Os ipês amarelo e roxo, no Nordeste são chamados, respectivamente, de caraibeira (Tabebuia caraiba) e pau-d'arco (T. avellanedae). Estas são apenas algumas das muitas espécies de árvores da caatinga. Com exceção do juazeiro e da oiticica, todas as espécies do cerrado são caducifólias.

As plantas suculentas, como as cactáceas, armazenam água no caule, e são sempre verdes. Os cactos fazem parte da paisagem da caatinga. O mandacaru (Cereus jamacaru), que dá frutos saborosos, o facheiro (C. squomosus) e o xique-xique (Pilocereus gounellei) são dos mais comuns.

2.4 DOMÍNIO DAS TERRAS BAIXAS EQUATORIAIS, EXTENSIVAMENTE FLORESTADAS DA AMAZÔNIA

O domínio das terras baixas equatoriais, extensivamente florestadas da Amazônia, estende-se na região equatorial e subequatorial, ocupando uma superfície de mais de 2,5 milhões de km2. São planícies de inundação labirínticas e meândricas, tabuleiros de vertentes convexas e morros mamelonares baixos, que aparecem nos relevos cristalinos, juntamente com relevos residuais de pães-de-açúcar, inselbergs no Quaternário. (AB'SÁBER, 1973, p. 3).

Testemunhos de pediplanação e pedimentação sugerem climas mais secos no passado (BIGARELLA; ANDRADE-LIMA; RIEHS, 1975).

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A floresta deve a sua existência ao regime de chuvas e às temperaturas elevadas, que proveem os ecossistemas com uma população de organismos, macro e micro, decompositores da matéria orgânica, que promovem uma intensa e vital reciclagem da matéria e mantêm a floresta.

Ab'Sáber (2002) expõe que a complexidade da região leva a muitas distorções no estudo dos ecossistemas locais, porque, numa primeira vista, a floresta amazônica constitui uma enorme massa vegetal aparentemente homogênea, mas que esconde uma infinidade de ecossistemas individualizados e inteiramente diferentes uns dos outros, ou, em outros casos, tão semelhantes que apenas sutilezas permitem diferenciá-los.

Essa dinâmica complexa origina três tipos de paisagens principais: a floresta de terra firme, a floresta de várzea e a floresta de igapó.

Floresta de terra firme – É a formação de grande porte, que caracteriza a região. Colonizou terrenos acima da faixa de inundação – entre 60 e 200 metros de altitude. No seu interior encontram-se as florestas de várzea, de igapós e os campos. As copas das árvores emergentes, muitas vezes acima de 60 metros de altura, formam um dossel tão compacto que, no interior da mata, chegam tão somente de 5% a 10% da luz incidente. A umidade, pois, cresce em direção à superfície do solo.

Rizzini (1979, p. 56) destaca quatro estratos de árvores na floresta: o andar emergente, acima de 60 metros, comumente, entre 40-50 metros. O segundo estrato tem árvores com altura entre cinco e 20 metros. O terceiro estrato é arbóreo-arbustivo, entre dois e cinco metros. O estrato herbáceo, formado por ervas e árvores jovens, fica sob a sombra permanente e só se desenvolve se houver a abertura de uma clareira. Cipós e trepadeiras não chegam a formar um emaranhado.

Rizzini (1979, p. 58) cita um relatório da FAO que assinala um inventariado

feito em 200 milhões de hectares, nos quais encontraram-se cerca de 400 espécies de árvores, de 47 famílias, com diâmetro superior a 25 cm. A maior parte das árvores tem tronco fino, devido à competição pela luz, que as obriga a crescer, e poucas ultrapassam 1 m de diâmetro. Há exceções: a sumaúma (Ceiba), a castanheira (Bertholletia excelsa), o angelim-pedra (Dinizia excelsa) e jutaí (Apuleia) ultrapassam os 3,5 metros de diâmetro.

“Existem dois mata-paus, Clusia (Guttiferae) e Ficus” (Moraceae) (FERRI, 1980, p. 23). Triplaris e Tococa são gêneros de plantas mirmecófilas e Rizzini (1980, p. 54) menciona mais de 20 gêneros de plantas que vivem em associações com formigas. Predominam as Leguminosas, as Moráceas e as Sapotáceas (FERRI).


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Florestas de várzeas – Colonizam terrenos baixos, recentes, sujeitos a inundações periódicas. A faixa de terras inundáveis pode chegar a 100 km terra adentro (FERRI). Ferri (FERRI, p. 25) “refere-se a uma várzea baixa, em que a cobertura é muito semelhante à dos igapós, porque permanece inundada por muito tempo, e a uma várzea alta, em que a inundação é curta e a vegetação é muito parecida com a da terra firme”. Rizzini (1979, p. 55) “distingue a flora das matas de várzea dos rios de água branca, que transportam muitos sedimentos erodidos das margens, da flora das matas de várzea dos rios de água preta, que não transportam sedimentos”.

As várzeas são menos desenvolvidas a partir da foz do rio Negro, em direção ao mar. Em muitos lugares aparecem campos com canarana, uma gramínea alta, quase sempre inundados, e nos quais a população planta a juta (CORCHORUS, JOLY, 1991, p. 456) (RIZZINI).

“As árvores da mata de várzea têm, em média, de 10 a 20 metros, embora o andar emergente possa variar entre 20 e 30 metros. O sub-bosque é rico em arbustos, lianas, palmeiras e epífitos” (RIZZINI, p. 56). São comuns nas várzeas o pau-mulato (Calycophyllum spruceannum), o cumaru (Coumarona odorata), a seringueira (Hevea brasiliensis), etc.. “O angelim-pedra (Dinizia excelsa), uma leguminosa, chega a 60 metros” (FERRI, 1979, p. 26).

“Floresta de igapó – Nas margens sempre inundadas dos rios e córregos, a mata de igapó assemelha-se a um grande pântano” (RIZZINI, 1979, p 59). A água é escura, porque contém grandes quantidades de restos orgânicos em decomposição e, por isto, o substrato é mal arejado.

Os igapós são mais comuns no Baixo Amazonas, devido à maior deposição de sedimentos pelos rios. As raízes sapopemas com dois ou três metros de altura são frequentes. Para suprir a deficiência de aeração da água empoçada, as raízes retiram oxigênio do ar por meio de lenticelas, orifícios existentes nas raízes, e o passam para a árvore. As matas de igapós são pobres em espécies, quando comparadas às outras duas. As árvores são cobertas de musgos, hepáticas, orquídeas, aráceas, piperáceas, bromeliáceas, gesneriáceas e pteridófitos. As árvores mais típicas são o taxi ou tachizeiro (Triplaris surinamensis), a mamorana (Bombax aquaticum), o arapari (Macrolobium acaciaefolium) e a sumaúma (Ceiba pentandra), dentre as mais comuns.

Junto dos rios, a planta mais característica, no Baixo Amazonas, é a aninga (Montrichardia arborescens), que tem caule ereto de 3-4 cm de diâmetro, e dois a três metros de altura. O caule é cheio de cicatrizes de folhas que caíram e as folhas remanescentes formam um tufo no ápice. No Alto Amazonas, a aninga desaparece e é substituída pela Victoria regia ou Victoria amazonica, como é conhecida atualmente, da família Ninfeácea (Nymphaeaceae), da qual fazem parte os nenúfares. (JOLY, 1970, p. 16; FERRI, 1980, p 25).

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A Victoria amazonica, a planta mais conhecida da Amazônia, tem folhas com 1,50 a dois metros e flores brancas ou rosadas, com 40 centímetros de diâmetro. O caule permanece enterrado no substrato no fundo do rio e o longo pecíolo sobe em direção à superfície da água, onde se abre nas folhas cujo limbo pode suportar um adulto deitado.

2.5 DOMÍNIO DOS PLANALTOS DAS ARAUCÁRIAS

O domínio dos planaltos das Araucárias é recoberto pela conífera Araucaria angustifolia, com altitudes entre 500 e 1.300 metros, clima subtropical úmido, verões brandos e invernos suaves, com neve eventual e rara. A amplitude térmica anual é acentuada. As temperaturas são fortemente influenciadas pelas altitudes. A floresta de araucária – floresta ombrófila mista – recobria uma superfície de 177.600 km2, mas hoje não passa de 20.000 km2 (LEITE, 1995).

A paisagem do geofácies Planalto Central é distinguida por áreas aplainadas recobertas por vegetação campestre, cercadas por vertentes em degraus, nas quais a floresta ombrófila mista avança sobre os campos, migrando desde os vales recobertos pelas matas de galeria.

A floresta mista deixa a impressão de homogeneidade, mas, na verdade, é muito heterogênea, e Klein (1978, p. 10) estabelece duas formações: a floresta dos pinhais ou de araucária e a floresta dos faxinais. A floresta de pinhais ou de araucária "[...] é formada por pinheiros em geral de grande porte e submatas igualmente bem desenvolvidas e densas, onde predominam as Lauráceas [...]" (KLEIN, 1978). A floresta de faxinal, entre 700 e 1.200 metros de altitude,

[...] apresenta pinheiros de menor porte e esparsos, com submata baixa, pouco densa, onde predominam os representantes das Mirtáceas e Aquifoliáceas, entremeadas por densos taquarais e carazais". Os faxinais são uma transição da floresta ombrófila densa do litoral para a floresta ombrófila mista. (KLEIN, p. 14).

Klein (1978) agrupa a floresta de araucária em quatro núcleos principais: bacia dos rios Iguaçu e Negro e do alto vale dos afluentes do rio Uruguai; bacia dos rios Pelotas e Canoas; do extremo oeste; e núcleos da floresta na zona da mata pluvial atlântica.

Floresta de araucária dos rios Iguaçu e Negro e do alto vale dos afluentes do rio Uruguai – Compunha uma formação uniforme com imbuia (Ocotea porosa), sapopema (Sloanea lasiocoma) e a erva-mate (Ilex paraguariensis) como principais espécies da submata. Muitas famílias de árvores grandes compunham o restante da flora – Lauráceas (em que se destacam as canelas Ocotea e Nectandra, e a citada imbuia), Mirtáceas, Sapindáceas, Compostas, Leguminosas, Meliáceas, Cunoniáceas, Verbenáceas, Rosáceas, Aquifoláceas e Caneláceas. O estrato das


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arvoretas não é denso e o número de espécies é diminuto, com destaque para a erva-mate (Ilex paraguariensis), pelo seu valor econômico – e, por isso mesmo, quase inexistente em sua forma nativa, predominando as monoculturas de caráter comercial. Taquaras (Merostachys multiranea, taquara-mansa) formam um emaranhado de touceiras muito densas, que recobre o solo.

Floresta de araucária na bacia dos rios Pelotas e Canoas – Eram grupamentos muito densos, que recobriam as encostas dos vales e, nos topos de relevo ondulado, eram substituídos pelos campos. O sub-bosque era menos denso que o da formação anterior. Em Lages, a Laurácea canela-lageana (Ocotea pulchella) era a principal espécie do sub-bosque. Outras Lauráceas também apareciam na mata desse domínio e também eram vistas no agrupamento anterior. No entanto, neste grupo, apresentavam maior densidade e abundância: canela-amarela (Nectandra lanceolata), canela-guáica (Ocotea puberula), canela-fedida (Nectandra grandiflora) e a canela-fogo (Cryptocarya aschersoniana). Klein (1978, p. 12) cita várias espécies de árvores que apresentavam afinidade com a canela-lageana e compunham o sub-bosque da floresta com ela. Dentre elas, destacam-se camboatá (Matayba elaeagnoides), guamirim (Myrcia obtecta), o araçazeiro (Myrcianthes gigantea), a congonha (Ilex theezans) etc.

Floresta de araucária do extremo-oeste – Nos divisores dos rios Peperi-Guaçu, das Antas, Chapecó e Irani aparece uma floresta de araucária pouco densa, com pinheiros idosos. À medida que se desce para os vales, a floresta subtropical subcaducifólia do rio Uruguai se encorpa e substitui os pinheiros, que, então, apenas alcançam as vertentes médias. A floresta é uma continuação da formação dos rios Negro e Iguaçu e das cabeceiras dos afluentes do rio Uruguai. A imbuia (Ocotea porosa) vai, aos poucos, cedendo lugar para outra composição florística, onde se destaca a sapopema (Sloanea lasiocoma). A imbuia é representada por indivíduos velhos, o que mostra que estão sendo substituídos por outras espécies, típicas da floresta subtropical das bacias dos rios Paraná e Uruguai, como as canelas Ocotea e Nectandra.

FONTE: Klein (1960, p. 37)

As espécies mais comuns que aparecem nos pinhais do extremo-oeste são o angico--vermelho (Parapiptadenia rigida), a guajuvira (Patagonula americana), a grápia (Apuleia leiocarpa) etc.

Esta fase da sucessão da araucária mostra que ela está, aos poucos, sendo substituída pela floresta pluvial subtropical. Klein (1978, p. 13) enfatizava que "Na submata destes pinhais, o pinheiro não apresenta possibilidades de regeneração. Tudo indica que estamos assistindo a uma lenta, mas segura expansão da floresta subtropical em detrimento dos pinhais, que, paulatinamente, vêm perdendo terreno". Em 1960, Klein (KLEIN, 1960, p. 38) já chamava a atenção para esse fato, ao observar que "[...] em grandes extensões as associações da mata pluvial vêm subindo pelos vales dos rios, substituindo todas as espécies características do pinheiro [...] (que) cairá também, vítima da invasão da mata pluvial".

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Isso significa que a floresta de araucária, independente da ação do homem, tende a se autoextinguir no clima atual, porque, por ser uma conífera, típica de clima com temperaturas baixas, a araucária não suporta temperaturas muito altas. O clima atual favorece a expansão das florestas tropicais úmidas, razão pela qual as espécies da floresta ombrófila mista estão sendo substituídas pela flora subtropical do rio Uruguai, que avança para o norte.

Núcleos de pinhais na zona da mata pluvial atlântica – São disjunções da araucária na planície quaternária, no meio da floresta ombrófila densa, formadas por pinheiros adultos e velhos. A submata tinha espécies tanto do planalto quanto da mata pluvial. Há muito essas disjunções deixaram de existir, substituídas por agricultura e pastos e outras atividades humanas. A importância paleofitogeográfica delas era muito grande, porque eram os últimos representantes de uma época do Quaternário em que, devido ao período glacial, a araucária desceu as encostas das serras e chegou até às proximidades do mar.

A migração do pinheiro sobre os campos, a formação dos capões e das matas de galeria são consequência de uma perfeita interação da Araucaria angustifolia com a fauna. No início da brotação, o pinhão prefere a sombra, mas passada essa fase inicial, a luz solar é capital para o seu desenvolvimento.

O principal veículo de dispersão do pinheiro são animais roedores e aves. Müller (1986: 36) identificou várias espécies de animais e de aves que se alimentam dos pinhões e estudou os seus hábitos alimentares na dispersão do pinhão: ouriço (Coendu insidiosus), paca (Cuniculus paca), cotia (Dasyprocta azarae), caxinguelê (Sciurius ingrami), camundongos diversos (família Cricetidae), gralha-azul (Cyanocorax caeruleus, Corvidae) e a gralha-amarela (Cyanocorax chrysops, Corvidae).

A gralha-azul é, popularmente, considerada o mais importante vetor de dispersão do pinheiro. A gralha-azul apanha o pinhão na própria pinha e o transporta para um lugar que julga seguro para comê-lo. No entanto, se, no voo, o pinhão cair, ela voltará à árvore à cata de outro. Uma vez no solo, o pinhão poderá germinar. A gralha-amarela pega o pinhão no chão, que caiu da árvore, não da pinha. Muitas vezes, um pinhão que a gralha-azul deixou cair no momento em que bicava a pinha. A gralha-azul jamais desce até o solo. Portanto, ocupam nichos diferentes e não competem entre si.

Os demais animais e aves pegam o pinhão no chão. Os roedores o levam para a sua toca, onde podem se alimentar em segurança.

Para Reitz & Klein (1966, p. 24), “o vento e a queda do pinhão têm pouca participação na germinação”. No entanto, Mattos (1994, p. 130) afirma que o vento é importante na fecundação: caso os pinheiros masculinos e femininos estejam bem localizados, uns em relação aos outros, os grãos de pólen terão boas probabilidades de cair sobre os estróbilos femininos, desde que a velocidade do vento seja de 7 km/h. Acima e abaixo dessa velocidade, dificilmente haverá fecundação.


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2.6 DOMÍNIO DAS PRADARIAS

2.6.1 Mistas do Sudeste do Rio Grande do Sul

O domínio das pradarias mistas do Sudeste do Rio Grande do Sul constitui uma paisagem temperada úmida, que se estende do Rio Grande do Sul para o Uruguai e para a Argentina, compondo o limite das pradarias pampeanas (sic) e, ao mesmo tempo, uma paisagem individualizada. (AB'SÁBER, 1973, p. 6).

A paisagem é aplainada, com encostas suaves e longas, tendo, nos vales, florestas galerias subtropicais. Os solos são variados: paleossolos claros desenvolvidos em climas frios e paleossolos vermelhos evoluídos em climas quentes, o que gerou uma grande quantidade de tipos de solos, destacando-se as classes brunizem, grumossolo e planossolo. (BIGARELLA; ANDRADE-LIMA; RIEHS, 1975).

Os campos não se limitam apenas ao Rio Grande do Sul, mas invadem os Estados de Santa Catarina e Paraná, trazendo características específicas em cada um deles. Na Região Sudeste eles aparecem no topo das serras da Mantiqueira, do Mar e do Espinhaço. Embora este tópico tenha a designação do domínio morfoclimático de Ab'Sáber, ele será estendido para outras áreas do Brasil em que as formações campestres predominam.

Rizzini (1979, p. 192) mostra uma afinidade entre o cerrado e os campos, ao estabelecer uma hierarquia nítida, que se inicia com o cerradão, passa pelo cerrado e continua no campo cerrado, campo sujo e campo limpo – com o solo cada vez mais escasso em nutrientes e mais rico em alumínio e, consequentemente, a vegetação empobrecendo nesta direção – isto é, desde a fisionomia de mata fechada no cerradão às ervas do campo limpo, que, contudo, pode ter árvores baixas e muito espaçadas.

Na Região Sul, onde os campos aparecem no interior da floresta de araucária, Leite (1995, p. 129), extrapolando a limitação sugerida por Ab'Sáber, explica que a aplicação do termo estepe para os campos sulinos deve-se à influência das altitudes sobre os campos, o que se acentua no inverno. Existe um nítido período frio de três a oito meses, em que a média térmica é igual ou inferior a 15º C, e um período quente de zero a três meses, com médias de temperatura maior ou igual a 20º C.

“As estepes mencionadas por Ab'Sáber aparecem no extremo sul do Estado do Rio Grande do Sul, ocupando o Planalto da Campanha e a Depressão do Rio Ibicuí e do Rio Negro”. (LEITE; KLEIN, 1990, p. 138).

Observando os aspectos fisionômicos e estruturais, Leite (1995: 130) agrupa os campos nas seguintes categorias: Formação Parque, Formação Gramíneo-Lenhosa, Contato Estepe Ombrófila e Floresta Ombrófila Mista.

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Formação parque – Aparece nas superfícies onduladas e forte-onduladas dos derrames ácidos mesozoicos, em altitudes superiores a 1.000 metros na forma de estepe. A formação parque tem dois estratos: um arbóreo-arbustivo, com plantas perenefoliadas esparsas, em que Araucaria angustifolia formava florestas-galerias e capões de onde se irradiava com as suas espécies companheiras para os campos, e o outro, gramíneo-lenhoso, com hemicriptófitas, caméfitas e geófitas, com predominância de Andropogon lateralis (capim-caninha). Aparece nas regiões de São Joaquim e Bom Jardim da Serra, em Santa Catarina, e no Planalto Sul-Rio-Grandense, em terrenos forte-ondulados e montanhosos pré-cambrianos com acentuada erosão e em altitudes menores que 1.000 metros. “Nos locais protegidos do vento pode-se ver formações florestais mais bem desenvolvidas”. (LEITE; KLEIN, 1990, p 133). Klein (1978, p. 19) “inclui a Formação Parque nos campos de altitude, que aparecem nos topos das serras Geral e do Mar, em Santa Catarina, na forma de manchas no meio da floresta nebular”.

Na Serra Geral, o capim-caninha é comum nas áreas mais enxutas, e onde a umidade se acentua, as tiriricas (Rhynchospora e Scleria) e os botões-de-ouro (Xyris) desenham a paisagem mais característica. As turfeiras, com o musgo Sphagnum spp, são comuns, ao lado da samambaia-dos-gramados (Blechunm imperiale).

Formação gramíneo-lenhosa – A paisagem campestre mais típica encontra-se espalhada no meio das florestas de araucárias, que formam capões e florestas-de-galeria. Os campos formam a paisagem mais característica do Planalto Meridional, de tal forma que são conhecidos pelo nome local, muitas vezes associado ao Município: Campos Gerais, do Segundo Planalto Paranaense, Campos de Curitiba, Campos de Lages etc. – cada um deles associado a fatores geológicos e pedológicos específicos, que lhes dão características próprias. Mas advertem Leite (1995, p. 131) e Leite e Klein (1990, p. 134), essas características não os dotam, necessariamente, de flora ou de fisionomia notáveis.

Em Santa Catarina, Klein (1978, p. 17) inclui esta formação na sua classificação de campos com capões, florestas ciliares e pequenos bosques de pinhais. Predominam espécies das famílias das Gramíneas, Ciperáceas, Compostas, Leguminosas e Verbenáceas. Klein os denomina de campos limpos, em contraste com os campos sujos, em que aparecem carqueja-do-campo (Baccharis gaudichaudiana), a vassoura-lageana (Baccharis uncinella), os caraguatás (Bromeliácea) (Eryngium spp), e a samambaia-das-taperas (Pteridium aquilinum). Nos campos sujos acham-se os capões e as matas ciliares, que se expandem e ocupam os campos e, desta forma, exercem um papel fundamental na dispersão da araucária.

Por ser a paisagem mais comum no Planalto Meridional, é, por isto mesmo, a mais ocupada e descaracterizada pelas atividades do homem. Queimadas, pecuária intensiva e extensiva, agricultura, reflorestamentos, desmatamentos, esgotamento dos solos pelo excesso de uso, deterioração das águas dos rios, como o Peixe, em Santa Catarina, uso de agrotóxicos e fertilizantes químicos são algumas das incontáveis atividades exercidas pelo homem na região.


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Contato estepe ombrófila/floresta ombrófila mista – A facilidade que as espécies têm para ocupar o espaço depende diretamente da sua capacidade de expansão. A temperatura no Planalto Meridional é uma barreira para espécies tropicais, mas não o é para as subtropicais e temperadas. A temperatura está vinculada diretamente à latitude e à altitude. O contato entre as duas formações mostra claramente essa característica. Os campos sulinos originaram-se em climas frios e mais secos que o atual (KLEIN, 1975). Portanto, as espécies atuais que os recobrem descendem de um ambiente diferente do de hoje. Por outro lado, a flora da floresta mista congrega tanto espécies temperadas, como a araucária, e tropicais ou subtropicais, como a canela. Portanto, a floresta mista "[...] não dispõe, no momento post glacial atual, de elementos florísticos arbóreos adaptados a colonizar todos os espaços ombrófilos do planalto, principalmente os mais frios [...]", porque a flora tropical não suporta temperaturas muito baixas (LEITE, 1995, p. 133).

Klein afirma que a flora dos campos e a temperada estão em desacordo com o atual período interglacial, úmido e quente. A sucessão vegetal se faz, por isso, do litoral, mais quente, para o interior, mais frio. Entretanto, há espécies da floresta ombrófila densa que não suportam temperaturas demasiado baixas, ao passo que outras conseguem galgar as escarpas das serras Geral e do Mar (LEITE).

Para Leite, a expansão da flora tropical para o planalto mostra uma importante qualidade sua, que é a agressividade. Em contrapartida, a flora ombrófila mista – subtropical e temperada – é pouco agressiva, pois que se deixa invadir "[...] por todos os lados por contingentes florísticos diversos, a ponto de espécies como a araucária serem suplantadas em muitos lugares".

Todavia, a agressividade das espécies tropicais é menor nos pontos mais altos, onde as temperaturas são baixas. Desse modo, os campos estão livres da sua expansão. As condições ambientais em que se encontram os campos mostram que eles atingiram o clímax climático nas suas áreas de ocorrência, porque o seu hábitat não pode ser ocupado por outra vegetação por causa dos solos rasos e das temperaturas baixas. Nas áreas de solos pouco espessos, litólicos, bem drenados, que não podem suportar árvores nem espécies tropicais, os campos de solos espessos são invadidos e ocupados pela araucária, o que mostra que, neste caso, o clímax é florestal e não campestre.

As serras quartzíticas de Minas Gerais e Goiás são o centro de dispersão dos campos no Brasil, diz Rizzini (1979, p. 195) – “todos os campos derivam desses. Nas serras, os solos são rasos e secos e há uma estação seca ecológica. O campo aí também atingiu o clímax climático, pois não cede o lugar para qualquer outro tipo de vegetação”. (p. 202).

Nesses biótopos, a flora campestre é muito rica, mas à medida que se irradia vai empobrecendo e diferenciando. Em direção ao sul, a flora tem menos representantes, mas é composta de um maior número de indivíduos, o que é favorecido pelo clima de temperaturas menores e chuvas constantes (1979, p. 196).

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Rizzini (1979, p. 204) agrupa os campos limpos do Brasil Central da seguinte maneira:

a) Campos ferruginosos – campos com cobertura de canga.b) Campos quartzíticos – com gramíneas e subarbustos e os campos dos

afloramentos.c) Campos "gerais".d) Campos planálticos.e) Campo arbustivo.f) Campo altimontano.

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● Recobrindo uma superfície de cerca de 18 milhões de km2 (TROPPMAIR, 2002, p. 82), no Planalto Central brasileiro, há o domínio dos chapadões tropicais com duas estações, recobertos por cerrados e com florestas-galeria. O clima é sazonal, com chuvas de verão, que mantêm uma drenagem perene. A estiagem dura de quatro a cinco meses, predominantemente no inverno. As chuvas variam entre 1.100 e 1.600 mm/ano.

● A paisagem do cerrado é formada por um tapete descontínuo e esparso de gramíneas, entremeado de ervas, arbustos e árvores. Arbustos e árvores têm troncos tortuosos, casca espessa, folhas coriáceas, duras e revestidas por uma camada de cera ou pelos. As folhas têm cor clara ou acinzentada, são grandes e pontudas, o que facilita o gotejamento e evita a acumulação da água na folha, reduzindo a incidência de infecções por fungos.

● A fisionomia do cerrado está na dependência da quantidade de nutrientes e de alumínio nos solos.

● As atividades agrícolas no cerrado aceleraram-se a partir da década de 70, quando técnicas modernas de cultivo e de criação foram introduzidas, com o objetivo de estimular o crescimento econômico do Planalto Central, especialmente depois da fundação de Brasília. Cerca de 70% da produção de carne bovina vêm do Planalto Central. Feijão, soja, milho e arroz são outros produtos largamente cultivados, graças às técnicas de correção do solo.

● O domínio das regiões serranas tropicais úmidas ou dos "mares de morros", recobertos por florestas pluviais, corresponde à região dos mares de morros de origem ígnea e metamórfica, forma uma faixa que se estende ao longo do litoral oriental do reino Neotropical e ocupa uma área de mais de 1 milhão de quilômetros quadrados. O clima superúmido, com temperaturas elevadas durante todo o ano, originou uma forte decomposição das rochas, o que resultou num manto de alteração muito espesso, graças a um processo de mamelonização, que se alternou com a pedimentação e compôs uma paisagem típica de morros gnáissicos e granítico-gnáissicos de vertentes arredondadas, que Ab'Sáber (1993, 1966, apud AB'SÁBER, 1973, p. 15) chamou de mares de morros.

● A floresta ombrófila densa, a mata Atlântica, recobre a cadeia costeira, a Serra do Mar, estende-se até os mares-de-morros e a Serra da Mantiqueira, cujo ambiente já apresenta algumas diferenças em relação ao litoral.

RESUMO DO TÓPICO 2

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● As condições ecológicas e biogeográficas da floresta ombrófila densa, que se encontra no litoral, e a floresta tropical do interior, são inteiramente diferentes e ambas as formações não podem ser tomadas como uma comunidade única.

● As condições ambientais mudam do litoral para o interior – o clima úmido do litoral, sem estação de estiagem, torna-se mais seco, sazonal, com duas estações bem marcadas. A influência do oceano reduz-se gradativamente para o interior. As frentes polares raramente entram no interior de Minas Gerais, vindas do litoral, pois o seu avanço é dificultado pelas serras do sul do Estado e, sobretudo, pela Serra do Mar e, mais no interior, pela Mantiqueira.

● O domínio das depressões intermontanas semiáridas, com inselbergs e drenagem intermitente e recoberta por caatingas, é considerada uma região de contrastes. O Nordeste brasileiro começa a mostrar a sua complexidade no clima, que é o que mais se destaca, não só por conferir individualidade à região, como também, por ser o principal elemento do qual decorrem as demais características do relevo, da vegetação e da rede fluvial.

● Na caatinga, como há falta de água, as plantas têm que economizá-la. Por isto, os estômatos se fecham durante as horas quentes do dia, reduzindo, pois, a fotossíntese. Dessa forma, não há produção excessiva de carboidratos – como se dá no cerrado – e as plantas, por conseguinte, não os acumulando, não são esclerófitas. Não obstante serem xerófitos, as plantas da caatinga não apresentam fisionomia de xeromorfismo, como as do cerrado – que não são xerófitos, mas apresentam essas características, porque são esclerófilas.

● O domínio das terras baixas equatoriais, extensivamente florestadas da Amazônia, estende-se na região equatorial e subequatorial, ocupando uma superfície de mais de 2,5 milhões de km2. São planícies de inundação labirínticas e meândricas, tabuleiros de vertentes convexas e morros mamelonares baixos, que aparecem nos relevos cristalinos, juntamente com relevos residuais de pães-de-açúcar, inselbergs no Quaternário.

● A floresta deve a sua existência ao regime de chuvas e às temperaturas elevadas que proveem os ecossistemas com uma população de organismos, macro e micro, decompositores da matéria orgânica, que promovem uma intensa e vital reciclagem da matéria e mantêm a floresta.

● Essa dinâmica complexa origina três tipos de paisagens principais: a floresta de terra firme, a floresta de várzea e a floresta de igapó.

● O domínio dos planaltos das Araucárias é recoberto pela conífera Araucaria angustifolia, em altitudes entre 500 e 1.300 metros, clima subtropical úmido, verões brandos e invernos suaves, com neve eventual e rara. A amplitude térmica anual é acentuada. As temperaturas são fortemente influenciadas pelas altitudes. A floresta de araucária – floresta ombrófila mista – recobria uma superfície de 177.600 km2, mas hoje não passa de 20.000 km2 (LEITE, 1995).

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● A paisagem do geofácies Planalto Central é distinguida por áreas aplainadas recobertas por vegetação campestre, cercadas por vertentes em degraus, nas quais a floresta ombrófila mista avança sobre os campos, migrando desde os vales recobertos pelas matas de galeria.

● A migração do pinheiro sobre os campos, a formação dos capões e das matas

de galeria são consequência de uma perfeita interação da Araucaria angustifolia com a fauna. No início da brotação, o pinhão prefere a sombra, mas passada essa fase inicial, a luz solar é capital para o seu desenvolvimento.

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AUTOATIVIDADE

1 Quais são os Domínios Morfoclimáticos Brasileiros, conforme Ab’Sáber (1976)?

2 Recobrindo uma superfície de cerca de 18 milhões de km2 no Planalto Central brasileiro, o Domínio dos chapadões tropicais tem um clima sazonal, com chuvas de verão, que mantêm uma drenagem perene. Acerca deste domínio morfoclimático, coloque V para as afirmativas verdadeiras e F para as falsas.

( ) A estiagem dura de 4 a 5 meses, predominantemente no inverno. As chuvas variam entre 1.100 e 1.600 mm/ano.

( ) A paisagem do cerrado é formada por um tapete descontínuo e esparso de gramíneas, entremeado de ervas, arbustos e árvores.

( ) O cerrado exibe uma fisionomia xerófita muito acentuada, maior que a da caatinga. Mas como não falta água, a vegetação é mesófita e não xerófita.

( ) O cerrado brasileiro está caminhando em ritmo acelerado para a sua extinção. Em Minas Gerais, por exemplo, o cerrado foi praticamente todo cortado para alimentar os fornos siderúrgicos.

( ) Os solos são pobres e predominam os latossolos vermelho-escuros e vermelho-amarelos, com textura argilosa. Nos relevos acidentados aparecem lateritas, e nas veredas, solos orgânicos e gley húmicos.

Agora, assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:a) ( ) V – F – V – F – F.b) ( ) V – V – V – V – V. c) ( ) F – F – V – V – V.d) ( ) F – F – V – F – V.

3 Relacione os domínios morfoclimáticos brasileiros com suas respectivas características:

1. Domínio dos chapadões tropicais.2. Domínio das regiões serranas tropicais úmidas.3. Domínio das depressões intermontanhas semiáridas.4. Domínio de planaltos subtropicais.5. Domínio das coxilhas subtropicais uruguaio-sul-rio-grandense.6. Domínio das terras baixas equatoriais.

( ) Tem clima sazonal, com chuvas de verão, que mantêm uma drenagem perene. A estiagem dura de quatro a cinco meses, predominantemente no inverno. As chuvas variam entre 1.100 e 1.600 mm/ano.

( ) Estende-se na região equatorial e subequatorial, ocupando uma superfície de mais de 2,5 milhões de km2. São planícies de inundação labirínticas e meândricas, tabuleiros de vertentes convexas e morros mamelonares baixos,

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que aparecem nos relevos cristalinos, juntamente com relevos residuais de pães-de-açúcar, inselbergs no Quaternário.

( ) São recobertos pela conífera Araucaria angustifolia, com altitudes entre 500 e 1.300 metros, clima subtropical úmido, verões brandos e invernos suaves, com neve eventual e rara. A amplitude térmica anual é acentuada. As temperaturas são fortemente influenciadas pelas altitudes.

( ) A paisagem é aplainada, com encostas suaves e longas, tendo nos vales florestas-galerias subtropicais. Os solos são variados: paleossolos claros desenvolvidos em climas frios e paleossolos vermelhos evoluídos em climas quentes, o que gerou uma grande quantidade de tipos de solos, destacando-se as classes brunizem, grumossolo e planossolo.

( ) Este domínio corresponde à região dos mares de morros de origem ígnea e metamórfica, forma uma faixa que se estende ao longo do litoral oriental do reino Neotropical e ocupa uma área de mais de 1 milhão de quilômetros quadrados.

( ) É considerada uma região de contrastes. O Nordeste brasileiro começa a mostrar a sua complexidade no clima, que é "[...] o que mais se destaca, não só por conferir individualidade à região, como também, por ser o principal elemento do qual decorrem as demais características do relevo, da vegetação e da rede fluvial" (SILVA , 1972, p. 215). A tudo isso somam-se os aspectos humanos, estreitamente ligados e praticamente dependentes do clima semiárido.

Agora, assinale a alternativa que apresenta a sequência CORRETA:a) ( ) 1 – 2 – 3 – 4 – 5 – 6.b) ( ) 1 – 6 – 4 – 5 – 2 – 3. c) ( ) 2 – 3 – 4 – 1 – 5 – 6.d) ( ) 6 – 1 – 5 – 3 – 4 – 2.

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