As estruturas e as formas do relevo brasileiro

As estruturas e as formas do relevo brasileiro

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AS ESTRUTURAS E AS FORMAS DO RELEVO BRASILEIRO

  O território brasileiro é formado por estruturas geológicas antigas. Com exceção das bacias de sedimentação recente, como a do Pantanal Matogrossense, parte ocidental da bacia amazônica e trechos do litoral nordeste e sul, que são do Terciário e do Quaternário (Cenozoico), o restante das áreas tem idades geológicas que vão do Paleozoico ao Mesozoico, para as grandes bacias sedimentares, e ao Pré-cambriano (Arqueozoico-Proterozoico), para os terrenos cristalinos.

Pantanal Matogrossense - bacia de sedimentação recente

  No território brasileiro, as estruturas e as formações litológicas são antigas, mas as formas do relevo são recentes. Estas foram produzidas pelos desgastes erosivos que sempre ocorreram e continuam ocorrendo, e com isso estão permanentemente sendo reafeiçoadas. Desse modo, as formas grandes e pequenas do relevo brasileiro têm como mecanismo genético, de um lado, as formações geológicas e os arranjos estruturais antigos, de outro os processos mais recentes associados à movimentação das placas tectônicas e ao desgaste erosivo de climas anteriores e atuais. Grande parte das rochas e estruturas que sustentam as formas do relevo brasileiro são anteriores à atual configuração do continente sul-americano, que passou a ter o seu formato depois da orogênese andina e da abertura do oceano Atlântico, a partir do Mesozoico.

  A macroestrutura do subsolo do território brasileiro desempenha importante papel na configuração das grandes formas do relevo,  apesar das prolongadas fases erosivas. Desse modo, pode-se dizer de forma simplificada que são três as grandes estruturas que definem os macrocompartimentos de relevo encontrados no Brasil: em plataformas ou crátons, cinturões orogênicos e grandes bacias sedimentares.

Mapa da estrutura do relevo brasileiro

AS ÁREAS CRATÔNICAS

  As plataformas ou crátons correspondem aos terrenos mais antigos e arrasados por muitas fases de erosão. Constituem-se numa grande complexidade litológica, prevalecendo as rochas metamórficas muito antigas (Pré-cambriano Médio a Inferior, com 2 a 4,5 bilhões de anos). Também ocorrem rochas intrusivas antigas (Pré-cambriano Médio a Superior, com 1 a 2 bilhões de anos) e resíduos de rochas sedimentares datadas do Pré-cambriano Superior, que em alguma fase da história da Terra encobriam partes das plataformas. São três áreas de plataformas ou crátons: a plataforma das Guianas, a Sul-amazônica e a do São Francisco. A área cratônica das Guianas tem terrenos elevados na extremidade norte do Brasil, nas faixas fronteiriças da Venezuela e das Guianas, onde se encontram rochas intrusivas e efusivas associadas com metamórficas antigas. Ao sul, a plataforma das Guianas está em terrenos mais baixos, onde prevalecem rochas metamórficas, encontrando-se parcialmente encobertas pelos sedimentos da bacia sedimentar amazônica.

Plataforma ou cráton das Guianas

  A plataforma ou cráton sul-amazônica, cujos terrenos são mais baixos ao norte e ganham altitudes em direção ao sul, é constituída principalmente por rochas metamórficas antigas, ocorrendo frequentemente rochas intrusivas, como granitos e depósitos sedimentares residuais que sustentam relevos mais altos. Na extremidade sul, essa plataforma encontra-se coberta por extensa formação sedimentar correspondente ao planalto e chapada dos Parecis.

Cráton ou plataforma Sul-amazônica

  A plataforma do São Francisco, que se estende desde o norte de Minas Gerais e avança pelo centro da Bahia, é a área cratônica de mais difícil delimitação, pois uma parte encontra-se parcialmente encoberta por sedimentação antiga e as extremidades confundem-se com as áreas dos cinturões orogênicos que a margeiam. Com relação ao cráton sul-riograndense há interpretações divergentes entre autores, alguns o consideram como área cratônica, outros como parte do cinturão orogenético do atlântico.

Plataforma cratônica do São Francisco

AS ÁREAS DE DOBRAMENTOS ANTIGOS  Os cinturões orogênicos existentes no território brasileiro são muito antigos, ou seja, de diversas idades ao longo do Pré-cambriano. Esses cinturões são o do Atlântico, o de Brasília e o Paraguai-Araguaia. Essas três cadeias montanhosas encontram-se atualmente muito desgastadas pelas várias fases erosivas ocorridas, mas ainda guardam aspectos serranos em grandes extensões. Essas faixas de dobramentos foram no passado geossinclinais estreitas e alongadas que margeiavam a borda das plataformas. Os sedimentos formadores das bacias geossinclinais, em função da movimentação da crosta terrestre, foram por várias vezes dobradas por pressões das plataformas. Nesse processo de movimentação da crosta, os sedimentos, ao serem dobrados, também sofreram metamorfização, intrusões e possivelmente até efusões vulcânicas. Algumas dessas áreas orogênicas, como é o caso do cinturão do Atlântico, passaram por até três fases de dobramentos, acompanhados de metamorfismo e intrusões alternados por longas fases erosivas.

Chapada dos Veadeiros no Planalto Central do Brasil

  O cinturão orogênico do Atlântico estende-se desde a parte oriental da região Nordeste até o sudeste do Rio Grande do Sul. É uma faixa de grande complexidade litológica e estrutural, prevalecendo rochas metamórficas de diferentes tipos e idades, como gnaisses, migmatitos, quartzitos, micaxistos, filitos e, secundariamente, intrusivas, como os granitos e os sienitos.  O cinturão orogênico do Atlântico tem trechos mais elevados sustentadas por rochas do tipo quartzito. As cristas serranas desse cinturão estão mais preservadas do ataque erosivo, como ocorre com a serra do Espinhaço, que se estende do centro-norte de Minas Gerais até o interior da Bahia. Outras serras de grande significado no relevo são as serras do Mar e da Mantiqueira, que se constituem em escarpas altas e abruptas produzidas por grandes linhas de falhas bem mais recentes. Os terrenos elevados do cinturão do Atlântico são resultantes de dobramentos, de falhamentos extensos e das grandes massas intrusivas, como é o caso do maciço de Itatiaia, da ilha de São Sebastião e do maciço de Poços de Caldas, entre inúmeros outros.

Serra de Itatiaia entre MG e RJ

  O cinturão de Brasília estende-se desde o sul de Tocantins até o sudeste de Minas Gerais. É formado principalmente por rochas metamórficas de diferentes tipos, como micaxistos, ardósias, filitos, gnaisses, quartzitos, e carbonáticas de baixo metamorfismo. Encontra-se também muito arrasado pelos processos erosivos que permitiram a exposição de rochas intrusivas do interior dos dobramentos. O relevo que se desenvolveu nessa área é de serras alongadas e estreitas, em alguns trechos associadas com chapadas de topos planos e altos. No cinturão orogênico de Brasília destacam-se as serras da Canastra e Negra, em Minas Gerais, as serras de Caldas Novas, da Mesa, Dourada, Boqueirão, entre outras, e algumas chapadas, como a de Brasília, a dos Veadeiros e a de Cristalina, em Goiás.

Serra da Canastra - MG

  O cinturão orogênico Paraguai-Araguaia estende-se desde o norte de Goiás e Tocantins até Mato Grosso, na região de Cuiabá, reaparecendo na extremidade sul do Pantanal, na serra da Bodoquena. Esse cinturão está em grande parte arrasado por erosão: entretanto, a noroeste e oeste de Cuiabá encontra-se a província serrana de Mato Grosso. Essa área é constituída por várias serras geradas por dobramentos antigos e que se encontram parcialmente preservados. As rochas são sedimentares ou com baixo metamorfismo, destacando-se os metarenitos, filitos, arenitos, calcários, argilitos, siltitos, folhelhos e arcóseos.

Serra do Poção na província serrana do Mato Grosso - MT

AS BACIAS SEDIMENTARES  O terceiro tipo de estrutura que ocorre no território brasileiro é o das três grandes bacias: Amazônica, do Parnaíba ou Maranhão e do Paraná. Essas bacias formaram-se ao longo do Fanerozoico, ou seja, nos últimos 600 milhões de anos. Os sedimentos mais antigos são do Paleozoico, os intermediários do Mesozoico e os mais recentes do Cenozoico. Quando essas bacias se organizaram, os terrenos do continente sul-americano encontravam-se em posições altimétricas bem mais baixas. Os depósitos marinhos e continentais formaram as rochas sedimentares das três grandes bacias. Assim, nelas são encontradas sobretudo arenitos de diferentes idades e granulações, às vezes intercalados por siltitos, argilitos, conglomerados e calcários. Especificamente, na bacia do Paraná ocorreu extensivo derrame de lavas vulcânicas, que se depositaram sobre as camadas sedimentares em planos horizontais e estratificados. Essa atividade vulcânica ocorreu no período Jurássico e Cretáceo, na era Mesozoica.

Solo de terra roxa no Paraná - originário do derramamento de lavas vulcânicas

  Os depósitos do Cenozoico - período terciário - são encontrados mais extensivamente na parte ocidental da bacia amazônica e no litoral do Nordeste. Já os sedimentos cenozoicos - período Quaternário - são mais extensivos no Pantanl do Mato Grosso, no litoral do Rio Grande do Sul, na ilha do Bananal no rio Araguaia e nas planícies que margeiam o rio Amazonas e os baixos cursos de seus afluentes.

Bacia Amazônica - exemplo de formação recente no Brasil

  No Mesozoico (período Cretáceo) ocorreu a última fase de deposição extensiva nas bacias sedimentares do Brasil, com exceção da amazônica, que recebeu sedimentos ao longo do Terciário. No Cenozoico (Terciário) o continente sul-americano sofreu em seu conjunto soerguimentos orogenéticos na borda ocidental (Cordilheira dos Andes) e epirogenético em todo o restante. Esse soerguimento atingiu todo o território brasileiro de modo desigual, sendo que algumas áreas foram mais levantadas e outras bem menos. Esse processo associado à tectônica de placas, soergueu tanto as áreas dos crátons como os antigos cinturões orogênicos e as bacias sedimentares. Foi através da epirogênese terciária que as bacias sedimentares ficaram em níveis altimétricos elevados e surgiram as escarpas das serras do Mar e da Mantiqueira por falhamentos. A partir desse processo tectônico desencadeou-se um prolongado e generalizado desgaste erosivo que atuou sobre as bordas das bacias sedimentares, originando as depressões periféricas. Desse modo, parte dos terrenos sedimentares ficaram em posições mais elevadas do que os terrenos cristalinos das áreas cratônicas ou de escudos. Ao mesmo tempo, esse processo evidenciou as áreas serranas dos cinturões orogênicos.

Vale na serra de Itaqueri - SP

  Os processos erosivos, que ocorreram tanto na fase de epirogênese, no Terciário, quanto no Quaternário, foram de diferentes características. Ao longo de mais de 70 milhões de anos, o desgaste erosivo processou-se em ambientes climáticos quentes e úmidos, altenados com climas áridos ou semiáridos. Esses diversos ciclos climáticos, denominados paleoclimas, associados às influências estruturais, litológicas e tectônicas, explicam a macrocompartimentação do relevo brasileiro.UNIDADES DO RELEVO BRASILEIRO  Ao considerar a macrocompartimentação do relevo brasileiro, não se pode negligenciar sua natureza morfogenética. Levando-se em conta isso, toda a história do relevo brasileiro e sua cronologia são mais significativas a partir do Cretáceo, ou seja, ao longo do Terciário-Quaternário. A compartimentação atual tem fortes ligações genéticas com o soerguimento da placa sul-americana, ao longo do Cenozoico (epirogênese pós-cretácea), e com os processos erosivos, muito marcantes nas bordas das bacias sedimentares, que ocorreram a partir do Terciário, estendendo-se até o Quaternário, em concomitância com o soerguimento da plataforma sul-americana.  Para a atual proposta de identificação das macrounidades do relevo brasileiro, elaborada por Ross (1989), foram fundamentais os trabalhos de Ab'Sáber e os relatórios e mapas produzidos pelo Projeto Radambrasil na série Levantamento dos Recursos Naturais. O relevo brasileiro apresenta  três tipos de unidades geomorfológicas, que refletem suas gêneses: os planaltos, as depressões e as planícies.

AS UNIDADES DOS PLANALTOS  As áreas representadas por compartimentos de planaltos foram identificadas em quatro grandes categorias:1. planaltos em bacias sedimentares;2. planaltos em intrusões e coberturas residuais de plataforma;3. planaltos em núcleos cristalinos arqueados;4. planaltos em cinturões orogênicos.  Independentemente do aspecto estrutural que marca cada uma dessas unidades, elas assumem caráter de formas residuais, pois são circundadas por extensas áreas de depressões; por conseguinte, põem em evidência os relevos mais altos que ofereçam maior dificuldade ao desgaste erosivo.OS PLANALTOS EM BACIAS SEDIMENTARES  Os planaltos em bacias sedimentares são quase inteiramente circundados por depressões periféricas ou marginais. Essas unidades também se caracterizam por apresentar nos contatos (planaltos-depressões) os relevos escarpados caracterizados por frentes de cuestas. São os planaltos das bacias amazônica oriental e ocidental, os planaltos e chapadas da bacia do Parnaíba e os planaltos e chapadas da bacia do Paraná.PLANALTO DA AMAZÔNIA ORIENTAL - caracteriza-se por um modelado de formas de topos convexos ou planos, com ocorrência descontínua de morros residuais de topos planos chamados tabuleiros. Enquanto os relevos residuais estão quase sempre associados aos sedimentos terciários, os terrenos mais dissecados estão esculpidos nos sedimentos paleomesozoicos. Tanto ao norte quanto ao sul, esse planalto tem limites claramente definidos por mudanças bruscas no modelado, às vezes em forma de escarpa. O limite norte é definido por uma frente de cuestas, onde as altitudes estão em torno de 400 metros, nos trechos mais altos, enquanto que ao sul o aspecto é de relevo cuestiforme, sem entretanto caracterizar-se por escarpa, com os trechos mais altos ultrapassando os 300 metros.

Praia Alter do Chão no rio Tapajós em Santarém - PA

PLANALTOS E CHAPADAS DA BACIA DO PARNAÍBA - apresentam um modelado muito mais complexo. Limitam-se ao sul e a oeste com as depressões circundantes através das escarpas caracterizadas por frentes de cuestas, enquanto o limite norte nivela-se em praticamente toda a sua extensão com os terrenos baixos da bacia amazônica. O sul dessa unidade é demarcado pela frente de cuestas da Ibiapaba ou serra Grande do Piauí, mas mostra para o interior da bacia outros degraus menores que correspondem às frentes desdobradas, o mesmo ocorrendo na extremidade oeste. Os topos planos e amplos desses planaltos são sustentados pelos sedimentos do Cretáceo, enquanto os sedimentos dissecados e as escarpas normalmente se associam aos sedimentos do Paleozoico.

Cuesta de Ibiapaba, em Ipu - CE

PLANALTOS E CHAPADAS DA BACIA DO PARANÁ - englobam terrenos sedimentares com idades desde o Devoniano até o Cretáceo e rochas vulcânicas básicas e ácidas do Mesozoico. Todo contato desta unidade com as depressões circundantes é feito através de escarpas que se identificam como frentes de cuesta única ou desdobradas em duas ou mais frentes. Do Rio Grande do Sul a São Paulo, a escarpa é sustentada quase que exclusivamente por rochas efusivas. Já em Goiás, Minas Gerais, Mato Grosso e Mato Grosso do Sul as frentes de cuestas são desdobradas e sustentadas por rochas do Devoniano, do Carbonífero e do Jura-cretáceo. É comum nas bordas norte e noroeste a presença de extensas superfícies altas e planas que atingem entre 900 e 1.000 metros de altitude e são denominadas chapadas, como a dos Guimarães e a de Taquari, no Estado de Mato Grosso.

Chapada dos Guimarães - MT

OS PLANALTOS EM INTRUSÕES E COBERTURAS RESIDUAIS DE PLATAFORMA  Estas unidades são constituídas por coberturas sedimentares residuais de diversos ciclos erosivos, e também por um pontilhado de serras e morros isolados associados a intrusões graníticas, derrames vulcânicos antigos e dobramentos do Pré-cambriano. Faz exceção o planalto e chapada dos Parecis, cuja litologia data do Cretáceo.PLANALTOS RESIDUAIS NORTE-AMAZÔNICOS - estendem-se desde o Amapá até o norte do Estado do Amazonas, apresentam altitudes que chegam a atingir 2.993 metros, como é o caso do pico da Neblina (ponto mais elevado do Brasil), com altitude média oscilando entre 600 e 1.000 metros. São constituídos por áreas serranas descontínuas, representadas por relevos de aspecto residual interpenetrados pela superfície da depressão marginal norte-amazônica. Essas formas de relevo estão esculpidas em diferentes litologias da plataforma norte-amazônica, que correspondem a rochas sedimentares (Pré-cambriano), sobretudo arenitos, rochas vulcânicas ácidas, bem como intrusões graníticas. Sobressaem as serras Tapirapecó, Parima, Tumucumaque e Navio, entre outras.

Serra no Parque Nacional de Tumucumaque - AP

PLANALTOS RESIDUAIS SUL-AMAZÔNICOS - abrangem uma área bem mais extensa na plataforma sul-amazônica, estendendo-se desde o sul do Pará até Rondônia. É uma vasta área toda pontilhada por intrusões graníticas do Pré-cambriano que determinam formas de relevo em morros de topos convexos com distribuição descontínua. Juntamente com tais intrusões ocorrem extensas áreas de coberturas sedimentares antigas (Pré-cambriano e Paleozoico Inferior) que frequentemente definem formas de relevo residuais de topos nivelados e planos, chegando em alguns casos, a configurar as chapadas, como, por exemplo, a extensa chapada do Cachimbo. Há ainda relevos residuais esculpidos em estruturas marcadas por vulcanismo  antigo, associados a sedimentos, intrusões e dobramentos com metamorfismo, como a serra dos Carajás. Todo esse pontilhado descontínuo de relevos residuais e intrusões é interpenetrado por uma superfície mais baixa e aplainada, representada pela depressão marginal sul-amazônica.

Mina de ferro na Serra dos Carajás - uma das maiores minas a céu aberto do mundo

PLANALTO E CHAPADA DOS PARECIS - envolve uma extensa área que se estende desde o leste de Mato Grosso até o sudeste de Rondônia. Corresponde a uma faixa de terrenos sedimentares (arenito) datados do Cretáceo, com recobrimento descontínuo de detritos finos do Terciário. Está posicionado na porção de divisor de águas Amazonas-Paraguai-Guaporé e apresenta altitudes em torno de 800 metros no trecho da chapada (seção sudoeste), enquanto no restante as altitudes variam entre 450 e 650 metros. As formas predominantes do relevo são as de topos planos e arredondados, o que confere suavidade à topografia, embora no conjunto esta seja de caráter residual. Na parte norte, sofre um rebaixamento contínuo e gradativo, nivelando-se com a superfície da depressão marginal sul-amazônica no nível dos 400 metros. A leste e ao sul os limites com as depressões do Araguaia, Cuiabana e do Alto Paraguai-Guaporé são feitos através de escarpas de aspecto cuestiforme, com um ou  mais degraus configurando, respectivamente, as serras do Roncador, Daniel e Tapirapuã.

Serra do Roncador, no município de Barra do Garças - MT

OS PLANALTOS EM NÚCLEOS CRISTALINOS ARQUEADOS  Estas unidades estão representadas pelo planalto da Borborema, na parte oriental da região Nordeste, e pelo planalto Sul-Riograndense, no sudeste do Rio Grande do Sul. Tanto um quanto o outro fazem parte do cinturão orogênico da faixa atlântica e encontram-se em posições relativamente isoladas que correspondem a segmentos dos dobramentos antigos soerguidos em forma de abóbodas. No dizer de Ab'Sáber (1972), "o nordeste oriental e o sudeste do Rio Grande do Sul são áreas dos escudos orientais sul-americanos onde é particularmente expressiva a presença de núcleos cristalinos de conformação geral dômica". Estas unidades se comportam como maciços antigos intensamente trabalhados por processos erosivos ao longo do Terciário. Verifica-se que no reverso de ambos os escudos formaram-se extensas depressões que se interpõem entre os maciços antigos e as bacias sedimentares do Paraná, no Sul, e do Parnaíba ou do Maranhão, no Nordeste.

Planalto Sul-Riograndense em Osório - RS

  O planalto da Borborema encontra-se no leste dos estados nordestinos do Rio Grande do Norte, Paraíba, Pernambuco e Alagoas, onde as áreas mais elevadas chegam a ultrapassar os 1.000 metros de altitude. Apesar da presença de segmentos de topos retilinizados, o modelado dominante apresenta formas convexas esculpidas em litologias do cristalino representadas por rochas intrusivas e metamórficas de diferentes idades, ao longo do Pré-cambriano. O planalto Sul-Riograndense, com litologias diferenciadas em idades e gêneses diversas ao longo do Pré-cambriano, apresenta modelado com formas ligeiramente convexas. Os níveis altimétricos mais elevados não ultrapassam os 400 metros.

Planalto da Borborema na Paraíba

OS PLANALTOS EM CINTURÕES OROGÊNICOS  Os planaltos que ocorrem nas faixas de orogenia antiga correspondem a relevos residuais sustentados por litologias diversas, quase sempre metamórficas associadas a intrusivas. Estas unidades estão em áreas de estruturas dobradas correspondentes aos cinturões Paraguai-Araguaia-Brasília e Atlântico. Nesses planaltos encontram-se inúmeras serras, quase sempre associadas a resíduos de estruturas dobradas intensamente, atacadas por processos erosivos.PLANALTOS E SERRAS DO ATLÂNTICO LESTE-SUDESTE -  associam-se ao cinturão do Atlântico, são de maior grau de complexidade. Sua gênese vincula-se a vários ciclos de dobramentos acompanhados de metamorfismos regionais, falhamentos e extensas intrusões. As diversas fases orogenéticas do Pré-cambriano foram sucedidas por ciclos de erosão. O processo epirogenético pós-cretáceo, que perdurou pelo menos até o Terciário Médio, gerou o soerguimento da plataforma sul-americana, reativou os falhamentos antigos e produziu escarpas acentuadas, como as das serras da Mantiqueira e do Mar, e fossas tectônicas, como as do médio vale do Paraíba do Sul. Nesta unidade incluem-se, além das áreas planálticas da faixa que acompanha o litoral delimitadas por escarpas, a extensa serra do Espinhaço, que abrange os terrenos desde as proximidades de Belo Horizonte (MG) até o médio vale do rio São Francisco, no centro-oeste da Bahia. O modelado dominante do planalto Atlântico é constituído por morros com formas de topos convexos, elevada densidade de canais de drenagem e vales profundos. É a área definida por Ab'Sáber como "domínio dos mares de morros".

Mares de morro em Araxá - MG

PLANALTOS E SERRAS DE GOIÁS-MINAS - estão associados à faixa de dobramento do cinturão Brasília. Estendem-se desde o sul do Estado de Tocantins até o sudoeste de Minas Gerais, na região da serra da Canastra, e configuram-se como verdadeiras serras residuais, como ocorre com as serras da Canastra (MG), da Bocaina, Dourada e Geral do Paranã, em Goiás-Tocantins. Essas serras são resíduos das antigas dobras e constituem-se em alinhamentos de cristas. São sustentadas com frequências por rochas metamórficas, sobretudo quartzitos associados a intrusões de natureza granítica. São frequentes os extensos topos planos em chapadas, como ocorre nas chapadas de Brasília, Cristalina e dos Veadeiros, a nordeste do Distrito Federal. Esses topos planos associam-se a superfícies de erosão que remontam ao Pré-cretáceo, com novos ciclos erosivos no Terciário.

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