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TABELA DE CONTEÚDOS - "Agentes erosivos"

 

 

 

AGENTES EROSIVOS

É difícil estabelecer com rigor fronteiras entre os processos de meteorização e transporte, uma vez que na maior parte dos casos os agentes que os determinam são os mesmos, funcionando de uma maneira ou de outra consoante a sua energia e as dimensões dos materiais a remover.

Os agentes modeladores do relevo variam sobretudo em função dos condicionalismos climáticos, litológicos, estruturais e topográficos de uma dada região. Assim, por exemplo, a acção dos rios só se faz sentir onde houver águas correntes, da mesma forma que os glaciares só se encontram a latitudes e/ou altitudes que permitam a formação e manutenção de gelo. Afloramentos de rochas carbonatadas e de rochas intrusivas ou metamórficas respondem de formas diferentes ao mesmo agente erosivo. Do mesmo modo, por uma questão de diferença de energia dos agentes erosivos, os processos e efeitos que se verificam numa região montanhosa são diferentes dos verificados numa planície.

Estes condicionalismos reflectem-se nas diferentes paisagens de características geomorfológicas bem definidas que podemos encontrar à face da Terra, as quais são compatíveis com os agentes erosivos que se encontram a actuar sobre elas.

De um modo geral, podemos considerar três grandes agentes erosivos: a gravidade, a água (sob as suas formas líquida - torrentes, rios, oceanos - ou sólida - glaciares) e o vento.

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GRAVIDADE

Um movimento de massa é uma forma de transporte gravítico de massas de solo, rochas, lama ou de outros materiais soltos ou não consolidados. As massas não são empurradas, primariamente, para baixo por intermédio de um agente erosivo, tal como a água corrente, o vento ou o gelo dos glaciares. Em vez disso, os movimentos de massa ocorrem quando a força da gravidade vence a resistência à deformação dos materiais do declive (figura 3.1). Tais movimentos podem ser espoletados por sismos, inundações ou por outros eventos geológicos. Os materiais movem-se, então, declive abaixo, quer a uma velocidade baixa ou mesmo muito baixa, quer súbita e, na maior parte das vezes, catastroficamente. Podendo cair, deslizar ou fluir, os movimentos de massa podem deslocar pequenas, quase imperceptíveis, quantidades de solo ao longo de um declive fraco ou podem constituir enormes desprendimentos de terra que despejam toneladas de solo e rocha nos vales adjacentes às vertentes montanhosas abruptas.

O desgaste de massa inclui, portanto, todos os processos pelos quais massas de rochas e de solo se movimentam vertente abaixo sob a influência da gravidade, sendo, eventualmente, transportado para outro local por agentes de transporte. O desgaste em massa é uma das consequências da meteorização e fragmentação das rochas. Constitui uma parte importante da erosão geral da paisagem, especialmente em regiões enrugadas ou montanhosas.

Os materiais resultantes dos movimentos de massa encontrados nos taludes das vertentes são facilmente erodidos de um modo extensivo, uma vez que as rochas já foram fragmentadas a partículas granulares, aumentando, assim, a área superficial exposta, o que os torna mais facilmente meteorizáveis. Quando estes materiais alterados chegam ao sopé das vertentes ou a zonas de menor declive são transportados para pequenos ribeiros. Como resultado, poucos movimentos de massa se encontram preservados no registo geológico, apesar de muitos geólogos terem presenciado a evidência de movimentos de massa pré-históricos dos últimos milhares de anos. É, assim, pouco frequente encontrar-se movimentos de massa com milhões de anos.

Os movimentos de massa modificam a paisagem deixando cicatrizes nas vertentes montanhosas quando grandes massas de material caem ou deslizam das vertentes. O material que se movimenta acaba em línguas ou cunhas de detritos nos vales. As cicatrizes e os depósitos de detritos constituem pistas de movimentos de massa passados. Através da leitura dessas pistas, os geólogos são capazes de prever e enviar avisos atempados acerca de novos movimentos que possam ocorrer no futuro.

Em cada ano, os movimentos de massa recolhem a sua fatia de vidas e de propriedades em todo o Mundo. Um dos mais destrutivos ocorreu nos Andes colombianos em 1985, quando mais de 20 000 pessoas perderam as suas vidas num gigantesco fluxo de lama composto por cinzas vulcânicas não consolidadas (este movimento de massa é conhecido por lahar). Uma vez que os movimentos de massa causam tanta destruição, os geólogos querem ser capazes de os prever para além de os prevenir, avisando as autoridades competentes para não os provocarem por intermédio de interferências irreflectidas com os processos naturais. Não podemos prevenir a maioria dos movimentos de massa naturais mas podemos controlar a construção e o desenvolvimento urbano de forma a minimizar as perdas.Nos movimentos de massa, tal como em muitos outros processos geológicos, a interferência humana pode ter efeitos profundos. Apesar dos trabalhos de engenharia humana parecerem pequenos quando comparados com o mundo natural, eles são, contudo, significativos.

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CAUSAS DOS MOVIMENTOS DE MASSA

As observações de campo levaram os geólogos a identificarem três factores primários que influenciam os movimentos de massa:

Todos os três factores operam na Natureza mas a estabilidade da vertente e o teor em água são muito fortemente influenciados pela actividade humana, tal como a escavação para a construção de edifícios e de vias de comunicação. Todos os três factores produzem o mesmo resultado: decrescem a resistência ao movimento, fazendo com que a força da gravidade provoque a queda, deslizamento ou fluxo dos materiais de vertente.

NATUREZA DOS MATERIAIS DA VERTENTE

Os materiais de vertente são altamente variáveis dependendo dos diversos tipos de terreno, uma vez que se encontram muito dependentes dos detalhes da geologia local.

O ângulo que a vertente faz com a horizontal é denominado de ângulo de repouso, e é definido como o ângulo máximo no qual os materiais soltos de uma vertente se mantêm estáveis, sem resvalar pela mesma. Uma vertente mais inclinada do que o ângulo de repouso é instável e tenderá a colapsar para alcançar novamente o ângulo estável.

O ângulo de repouso varia significativamente com vários factores, um dos quais é o tamanho e a forma das partículas (figura 3.2). Fragmentos maiores, mais achatados e mais angulosos de material solto permanecem estáveis em vertentes com declives acentuados. O ângulo de repouso também varia com a quantidade de água existente entre as partículas. O ângulo de repouso da areia húmida é mais acentuado do que o da areia seca, uma vez que a pequena quantidade de água entre os grãos tende a uni-los de forma a resistirem ao movimento. A origem desta tendência é a tensão superficial – a força de atracção que existe entre as moléculas de água numa superfície (figura 3.3). Demasiada água, no entanto, mantém as partículas afastadas umas das outras e permite que elas se movam livremente umas em relação às outras.

Os materiais consolidados secos, tais como sedimentos compactados e cimentados e os solos vegetados não possuem os ângulos de repouso simples característicos dos materiais soltos. As vertentes dos materiais consolidados podem ser mais abruptas e menos regulares mas podem tornar-se instáveis se se tornarem demasiado abruptas ou se forem desflorestadas.

As forças atractivas que unem as partículas de materiais consolidados secos entre si são de dois tipos: coesivas e adesivas. As partículas dos sedimentos consolidados, tais como argilas densas, são ligadas por forças coesivas associadas a partículas intimamente ligadas entre si. A coesão é, geralmente, uma força de atracção entre as partículas de um material sólido que se encontram perto umas das outras sendo, portanto, uma força atractiva entre partículas do mesmo tipo, enquanto que a adesão se refere a forças atractivas entre materiais de diversos tipos.

A resistência ao movimento resultante da adesão, coesão, cimentação e da acção estabilizadora das raízes das plantas é, algumas vezes, chamada de “fricção interna” porque é semelhante à fricção que se opõe ao movimento de qualquer fragmento de matéria contra outro. Num material com elevada fricção interna, as partículas não são tão livres de se movimentarem como as partículas soltas, tais como a areia. Quando estes materiais se movimentam, tendem a fazê-lo como uma unidade..

QUANTIDADE DE ÁGUA EXISTENTE NOS MATERIAIS

Os movimentos de massa de materiais consolidados podem ser geralmente atribuídos aos efeitos da humidade, muitas vezes, numa combinação de factores, tais como perda de vegetação ou sobreacentuação do declive. Quando o solo se torna saturado em água, o material encontra-se lubrificado, a fricção interna é menor e as partículas ou os agregados maiores podem movimentar-se mais facilmente. A água pode infiltrar-se até aos planos de estratificação de sedimentos lodosos ou arenosos, por exemplo, e promover o deslizamento dos estratos. Quando materiais consolidados absorvem grandes quantidades de água, a pressão da água nos poros do material pode ser suficientemente grande para separar os grãos e distender a massa. Posteriormente, os materiais podem começar a fluir tal como um fluido.

Os solos tornam-se mais susceptíveis à erosão e aos movimentos de massa quando se encontram sem coberto vegetal, geralmente causado por incêndios ou por desflorestação (figura 3.4). Quando o solo deixa de estar ligado por acção das raízes, torna-se vulnerável à invasão pela água e, portanto, torna-se instável.

A sobreacentuação do declive de materiais consolidados, tal como a realizada por um curso de água, que erode parcialmente a vertente de um vale no sopé, torna a vertente instável. Mais cedo ou mais tarde, a vertente instável do vale acabará por se deslocar para baixo de forma a atingir uma posição mais estável.

INCLINAÇÃO E INSTABILIDADE DAS VERTENTES

A estabilidade destas vertentes depende do grau de meteorização e de fragmentação das rochas. Os xistos, por exemplo, tendem a meteorizar-se e fragmentar-se em pequenos pedaços que formam uma fina camada de cascalho cobrindo o substrato rochoso. O ângulo resultante da vertente rochosa é semelhante ao ângulo de repouso da areia grosseira solta. O cascalho meteorizado acumula-se gradualmente, formando uma vertente instável. Eventualmente, algum material solto desliza vertente abaixo. Isto acontece, por vezes, nas auto-estradas, quando se formaram vertentes instáveis sem que nada fosse feito para as prevenir, levando a aluimentos que restringem ou impossibilitam o tráfego.

Os calcários e os arenitos duros e cImentados de ambientes áridos apresentam comportamentos contrastantes. Nestas rochas, que resistem à erosão e fragmentam em grandes blocos, podem apresentar vertentes abruptas de rocha-mãe na parte superior e vertentes menos abruptas cobertas por rocha fraccionada na parte inferior. Os penhascos rochosos são bastante estáveis, excepção feita às eventuais quedas de massas rochosas que se abatem e rolam sobre a vertente coberta de rochas abaixo. Estas vertentes possuem um acentuado ângulo de repouso mas apresentam o mesmo comportamento de se acumularem até atingirem um ponto crítico, a partir do qual resvalam para uma posição mais estável. Quando tais arenitos se encontram escalonados com xistos, as vertentes podem apresentar socalcos, como podemos observar nas rochas do Grand Canyon. Quando o xisto desliza sob as camadas de arenito, as camadas mais duras perdem o apoio na base, tornam-se menos estáveis e caem, eventualmente, em grandes blocos. Se a percolação da água for muito grande numa vertente de um vale constituída por camadas alternadas de xistos e arenitos, os xistos podem ficar suficientemente lubrificados para permitir o movimento de massas inteiras de xistos e de arenitos interestratificados.

A estrutura das camadas influencia a sua estabilidade, especialmente quando a inclinação das camadas (o ângulo vertical que estas fazem com a horizontal) é paralela ao ângulo da vertente. Os planos de estratificação podem ser potenciais zonas de fraqueza, uma vez que as camadas adjacentes diferem na sua composição mineralógica, na textura ou na sua capacidade para absorver água. Essas camadas podem tornar-se instáveis, permitindo que massas de rocha deslizem ao longo dos planos de estratificação.

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CLASSIFICAÇÃO DOS MOVIMENTOS DE MASSA

Os movimentos de massa são nomeados com base no mecanismo dominante de transporte. Porém, nem sempre é fácil ver qual é o mecanismo exacto de um movimento, uma vez que a natureza do movimento tem que ser reconstruída a partir dos detritos depositados após o evento. Os geólogos raramente estão presentes e preparados para observar um movimento de massa quando ele ocorre e ninguém irá certamente experimentar espoletar um movimento de massa de grandes dimensões. Por isso, muitos deslizamentos e fluxos são difíceis de deduzir a partir dos registos geológicos passados. Alguns movimentos de massa possuem características intermédias entre duas classes de movimentos. Por exemplo, se entre deslizar e fluir a maior parte dos materiais desliza, então o movimento será considerado como um deslizamento. Naturalmente, alguns materiais localizados na base do movimento podem comportar-se como um fluido. Os geólogos classificam os movimentos de massa de acordo com várias características:

A figura 3.5 apresenta uma possível classificação dos diversos tipos de movimento de massa de acordo com os critérios anteriormente citados.

 

MOVIMENTOS DE MASSA RÁPIDOS - DESABAMENTOS

DESABAMENTO DE ROCHAS (ROCKFALL):
Durante um desabamento de rochas (figura 3.6), blocos individuais recentemente destacados mergulham subitamente numa queda livre de um penhasco ou vertente montanhosa inclinada. Os blocos são angulosos e fragmentados do afloramento pela meteorização química e física e pela erosão. A meteorização enfraquece a rocha ao longo de diaclases até que a menor pressão, muitas vezes provocada pela água quando esta congela nas fracturas, é suficiente para desencadear o desabamento das rochas. Os blocos caídos formam um cone de detritos ou um talude de detritos se forem vários. De um modo geral, todos os movimentos de massa originam um cone ou um talude de detritos na base da vertente.

DESABAMENTO DE DETRITOS (DEBRIS FALL):
Resulta da queda de material não consolidado.

 

MOVIMENTOS DE MASSA RÁPIDOS - DERROCADAS

DERROCADA EM MASSA (SLUMP):
Um escorregamento (figura 3.7) é uma derrocada lenta ou moderada de material não consolidado que viaja como uma unidade. Na maioria dos locais, o escorregamento desliza ao longo de um superfície basal que forma uma concavidade virada para cima. Normalmente, a descida do material é acompanhada de uma rotação retrógrada relativamente ao plano de movimento e da formação de estruturas convolutas na base.

DERROCADA EM BLOCOS - AVALANCHE DE ROCHAS (ROCK AVALANCHE):
As avalanches de rochas, tal como as mais comuns avalanches de neve, fluem mais do que deslizam. São compostas por grandes massas de material rochoso que se fragmentaram em bocados mais pequenos através da queda e deslizamento e pelo fluxo vertente abaixo a velocidades de dezenas a centenas de quilómetros por hora. As avalanches de rochas (figura 3.8) são tipicamente desencadeadas por sismos e são dos movimentos de massa mais destrutivos, uma vez que podem atingir volumes da ordem dos 500 000 metros cúbicos e pela sua velocidade no transporte de materiais a grande distâncias (geralmente quilómetros).

DERROCADA EM BLOCOS - AVALANCHE DE DETRITOS (DEBRIS AVALANCHE):
Os mais rápidos de todos os movimentos de massa não consolidada são as avalanches de detritos (figura 3.9), movimentos rápidos de solo e rochas vertente abaixo que ocorrem, geralmente, em regiões húmidas montanhosas. A sua grande velocidade deve-se à combinação de elevado teor em água e de vertentes inclinadas. Detritos saturados de água podem viajar tão depressa como 70 Km/h, comparável ao fluxo de água numa vertente moderada. Estes fluxos transportam consigo tudo o que se lhes interpuser no caminho.

 

MOVIMENTOS DE MASSA RÁPIDOS - DESLIZAMENTOS

DESLIZAMENTO DE ROCHAS (ROCKSLIDE):
Em muitos locais as rochas deslizam ao longo da vertente. Este movimento rápido de massas mais ou menos grandes de rocha, deslizando mais ou menos como uma unidade, geralmente ao longo de camadas com a mesma inclinação que a vertente ou ao longo de juntas de estratificação é denominado por deslizamento de rochas (figura 3.10).

DESLIZAMENTO DE DETRITOS (DEBRIS SLIDE):
Os deslizamentos de detritos (figura 3.11) consistem no movimento de material rochoso e de solo, geralmente como uma ou mais unidades ao longo de planos de fraqueza, tais como argilas saturadas em água dentro ou debaixo da base dos detritos. Durante o deslizamento, alguns dos detritos podem comportar-se como um fluxo caótico e turbulento. Um tal deslizamento pode tornar-se num fluxo à medida que se move rapidamente vertente abaixo e se a maior parte do material se misturar como se fosse um fluido.

 

MOVIMENTOS DE MASSA RÁPIDOS - FLUXOS

FLUXO DE TERRA (EARTHFLOW):
Os fluxos de terra (figura 3.12) são movimentos de massa fluída que se movem a alguns quilómetros por hora. Consistem em movimentos fluidos de materiais relativamente finos, tais como solos, argilitos meteorizados e argilas. Deixam sempre uma “cicatriz” em forma de ferradura onde se iniciam.

FLUXO DE DETRITOS (DEBRIS FLOW):
Os fluxos de detritos (figura 3.13) são movimentos de massa fluída composta por fragmentos de rocha suportados por uma matriz lodosa. Contêm muito material mais grosseiro que areias e tendem a mover-se mais depressa que os fluxos de terra.

FLUXO DE LAMA (MUDFLOW):
Os fluxos de lama (figura 3.14) são massas fluídas de material maioritariamente mais fino que areias, conjuntamente com alguns detritos rochosos e contendo grandes quantidades de água. Por causa disto, a lama oferece menos resistência a fluir e, logo, tende a mover-se mais depressa que os fluxos de terra ou de detritos. Muitos fluxos de lama viajam a vários quilómetros por hora. Muito comuns em regiões com colinas e semi-áridas, os fluxos de lama começam após aguaceiros esporádicos, por vezes prolongados. A lama seca e estalada anterior absorve a água à medida que continua a precipitar. Durante o processo, as suas propriedades físicas mudam: a fricção interna diminui e a massa torna-se muito menos resistente ao movimento. As encostas, estáveis quando secas, tornam-se instáveis e qualquer perturbação desencadeia o movimento de massas de lama saturadas de água. Os fluxos de lama viajam vertente abaixo até aos vales adjacentes, juntando-se no talvegue. Quando saem dos vales para as planícies podem espalhar-se, cobrindo vastas áreas com detritos húmidos. Podem arrastar consigo blocos grandes, árvores e, mesmo, edifícios. Quando a neve no cume de um vulcão é derretida por uma erupção vulcânica se mistura com as cinzas, forma-se um fluxo de lama a que se dá o nome de lahar.

 

MOVIMENTOS DE MASSA LENTOS

REPTAÇÃO (CREEPING):
A reptação (figura 3.15) é o mais lento movimento de massa de materiais não consolidados. Consiste no movimento, encosta abaixo, de solo e de outros detritos à velocidade de cerca de 1–10 mm por ano, dependendo do tipo de solo, do clima, do declive da vertente e da densidade do coberto vegetal. A acumulação de detritos derivados da reptação ao longo de declives suaves é tão lenta que a velocidade de movimento do solo é difícil de medir para intervalos de tempo pequenos. O movimento consiste numa deformação muito lenta do rególito, onde as camadas superiores do mesmo se movem vertente abaixo mais rapidamente do que as camadas inferiores. Estes movimentos lentos podem inclinar árvores, postes, cercas e edifícios que, aparentemente, estavam bem fixos ao solo. O grande peso das massas de solo reptantes no sentido da vertente podem fragmentar muros mal assentes e fender as paredes e as fundações dos edifícios. As causas da reptação não são ainda suficientemente conhecidas mas sabe-se que alguns factores contribuem para a reptação do rególito, de entre os quais se contam levantamento pelo gelo, humidificação e secagem, aquecimento e arrefecimento (sem chegar a ao ponto de congelação),crescimento e morte de plantas, actividade de animais, dissolução, actividade da neve, etc.


SOLIFLUXÃO:
A solifluxão (figura 3.16) é um tipo de movimento de massa que ocorre apenas em regiões frias, quando a água nas camadas superficiais do solo congela e degela alternadamente. Quando a zona superficial descongela, o solo torna-se saturado em água. A água não se consegue infiltrar vertente abaixo como nas regiões temperadas, uma vez que as camadas mais profundas do solo ainda se encontram congeladas. Dado que a água não se consegue escapar pelas camadas inferiores geladas e impermeáveis do rególito ou da rocha-mãe, a água continua a acumular-se e satura as camadas superiores de solo de tal modo que estas escorrem vertente abaixo, carregando consigo rochas e outros detritos com elas.
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