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TABELA DE CONTEÚDOS - "Agentes erosivos"

 

 

 

 

ACÇÃO GEOLÓGICA DOS RIOS

Podemos observar facilmente o rápido processo de uma corrente arrebatar areia solta do seu leito e transportá-la, erodindo, assim, o seu canal. Quando os níveis de água estão altos e durante as inundações, os cursos de água podem talhar a parte baixa das margens, causando o seu aluimento e transportando-as, depois, para jusante. As águas de escorrência provocam erosão vertical, formando os abarrancamentos, e erosão regressiva, aumentando o seu comprimento. Esta erosão regressiva, juntamente com o alargamento e o aprofundamento dos vales, pode ser extremamente rápida – até vários metros em alguns anos em solos facilmente erodíveis. Não podemos observar tão facilmente a erosão mais lenta da rocha sólida pela abrasão, pela meteorização química e física e pela acção escavadora da base das correntes.

Uma das maiores formas através das quais um rio desgasta a rocha é por abrasão lenta. A areia e os calhaus transportados pelo rio geram uma acção trituradora que consegue desgastar até a rocha mais dura. No fundo de alguns rios, os calhaus e os seixos encontram-se em rotação no interior de cavidades no fundo do leito, como se de uma misturadora se tratasse, aprofundando-as e alargando-as. Estas cavidades são denominadas de marmitas de gigante (figura 3.35) e encontram-se em todos os cursos de água e também junto ao mar, na plataforma de abrasão, embora resultem mais do abatimento de algares do que da própria acção trituradora dos calhaus e seixos. Quando a água baixa, podemos observar estes calhaus e areias depositados no fundo das marmitas de gigantes expostas.

A meteorização química altera os minerais constituintes da rocha e enfraquece-a ao longo de diaclases e juntas de estratificação, ajudando a destruir a rocha que constitui os leitos dos rios, tal como faz à superfície. Para além disso, a dissolução ocorre por acção da água sobre rochas solúveis, como os calcários, por exemplo, nos maciços cársicos, em que esse processo é dominante. A meteorização física pode ser violenta quando os impactos dos blocos, dos calhaus e das areias desgastam a rocha a partir das fendas. Sujeitas a tais impactos, as rochas são quebradas muito mais rapidamente nos canais dos rios que numa encosta suave à superfície. Quando grandes blocos de rocha são retirados do substrato rochoso pelos impactos e pela meteorização, por vezes, um “puxão” da água nas suas extremidades fá-los rolar alguns metros, expondo-os, por breves instantes à superfície.

A erosão das rochas é particularmente forte nos rápidos e nas cataratas. Os rápidos são locais num curso de água onde o fluxo é extremamente rápido porque o declive do fundo do leito se torna repentinamente abrupto, tipicamente nas bordas de camadas rochosas mais resistentes. Por causa da velocidade da água e da turbulência, os blocos rapidamente se quebram em fragmentos mais pequenos, que são transportados para jusante pela corrente.

O tremendo impacto do mergulho de enormes volumes de água e o tombar dos blocos rapidamente erode os fundos rochosos de uma catarata. As cataratas também desgastam a rocha subjacente do penhasco que forma as quedas de água, produzindo o colapso das camadas superiores e fazendo com que as cataratas se desloquem para montante (figura 3.36). A erosão provocada pelas quedas de água é mais rápida quando os estratos se encontram na horizontal, com as camadas mais resistentes no topo e as restantes constituídas por materiais brandos, tal como argilitos ou xistos.

Os sedimentos são materiais sólidos, de diversas dimensões, transportados pelos cursos de água de diversos modos e controlados pela velocidade da corrente (figura 3.37). Os materiais mais finos, como as argilas e as siltes, são transportados em suspensão. Diversos minerais são transportados em dissolução na água, entre os quais, o cloreto de sódio e carbonato de cálcio. Outros minerais, ainda, são transportados em flutuação na água, que é o caso das micas. Para além de minerais, os cursos de água podem transportar em flutuação muitos outros materiais, como ramos de árvores ou mesmo árvores inteiras, animais (passando estes, depois, a serem transportados por arraste) ou materiais de origem antrópica, como plásticos, tecidos, habitações, etc. O conjunto dos materiais transportados por suspensão, dissolução e flutuação constituem a carga suspensa ou de suspensão. Os cascalhos, seixos, calhaus e blocos são transportados por rolamento, se forem mais ou menos esféricos, ou por deslizamento (também denominado por arraste) se tiverem uma forma patelar. As areias são tipicamente transportadas por suspensão intermitente (também designada por saltação). O conjunto dos materiais transportados por rolamento, deslizamento e saltação constitui a carga de fundo ou de arraste.

Quanto mais veloz for a corrente, maiores serão as dimensões das partículas transportadas pela carga suspensa e pela carga de fundo. A competência de um curso de água é caracterizada pelas dimensões das partículas que a corrente pode transportar. À medida que a velocidade da corrente aumenta, partículas de maiores dimensões passam a ser transportadas como carga suspensa. Simultaneamente, maiores quantidades de material de fundo se começam a movimentar, aumentando, também, a carga de arraste. Como seria de esperar, quanto maior for o volume do fluxo, maior a quantidade de carga que ele pode transportar. A capacidade de um curso de água é definida pela carga total sólida que uma corrente pode transportar. A capacidade da corrente aumenta com o incremento do débito. As interacções entre a velocidade e volume de um fluxo afectam tanto a competência como a capacidade de um curso de água.

A capacidade de um curso de água para transportar sedimento depende do balanço entre as forças ascensionais exercidas nas partículas pela turbulência e pelo impulso da força da gravidade, que impele as partículas para baixo e as força a permanecer no fundo do leito. A velocidade à qual as partículas de vários tamanhos em suspensão se depositam no fundo do leito é designada por velocidade de sedimentação ou de deposição. Quanto maior for a partícula, mais tempo permanecerá no fundo do leito antes de ser recolhida pela corrente. Depois de estar inserida na corrente, ela depositar-se-á rapidamente. Pelo contrário, quanto mais pequena for a partícula, mais frequentemente ela será recolhido pela corrente, mais alto saltará e demorará mais tempo a depositar.

Os sedimentos transportados por uma corrente são, muitas vezes, depositados temporariamente ao longo do curso de água. Tais sedimentos movem-se esporadicamente, descendo o rio em repetidos ciclos de erosão e deposição. Imaginemos que nos encontramos numa planície aluvial, com um rio que corre a uma velocidade lenta o suficiente para permitir a acumulação de areia muito fina e de siltes. Esta região, no entanto, em poucas dezenas de milhares de anos foi elevada em relação ao nível médio do mar, quer porque o continente se elevou, quer porque o nível médio do mar baixou. Esta nova situação aumenta a energia potencial dos materiais que provocam a erosão mecânica – a água e os detritos transportados – e, assim, toda a actividade fluvial entra em rejuvenescimento; os rios encaixam-se primeiro junto à foz, aumentam o declive e a vaga de erosão recuará até atingir toda a rede hidrográfica, procurando restabelecer o perfil de equilíbrio anteriormente estabelecido. As vertentes voltarão a recuar e aparecerão novas planícies aluviais. Em suma, repetiu-se o ciclo de erosão. Podem ver-se, a dado momento, as formas do novo ciclo embutidas nas do anterior (figura 3.38) quer pelo carácter plano dos interflúvios, agora na situação de planaltos, onde os vales se encaixam de novo, quer no perfil longitudinal dos rios, onde em certa porção do troço montante persiste parte do perfil de equilíbrio anterior, interrompida para jusante pelo novo perfil. Esta interrupção é marcada por uma ruptura de declive produzida pela vaga de erosão regressiva.

Nas planícies aluviais, o encaixe do rio aprofunda aí um sulco, de modo que aqueles depósitos ficam elevados relativamente ao novo leito, constituindo degraus ou terraços fluviais (figura 3.39). O prosseguimento desta evolução fluvial pode criar nova planície aluvial topograficamente abaixo da anterior. A repetição de vários ciclos é a causa da existência de vários níveis de terraços fluviais, sendo os mais antigos aqueles que se encontram a uma cota superior e sucessivamente mais modernos os mais baixos.A descida rápida do nível médio do mar no período Quaternário, ligada às glaciações e, por essa, razão, dita glacioeustática é responsável pelos vários níveis de terraços (ditos quaternários) existentes no curso inferior da maioria dos rios e de que temos muito bons exemplos no Douro, no Tejo ou no Guadiana, para citar apenas alguns dos mais desenvolvidos.

O gráfico da figura 3.40 mostra a relação entre o tamanho dos grãos (medido em milímetros, no eixo das abcissas) e a velocidade (medida em centímetros por segundo, no eixo das ordenadas) e denomina-se diagrama ou curvas de Hjülstrom. A linha situada entre as áreas amarela e castanha dá-nos a velocidade de sedimentação das partículas de acordo com o seu tamanho, ou seja, a velocidade a partir da qual uma partícula de um dado tamanho se deposita no fundo da corrente. A linha entre as áreas castanha e azul dá-nos a velocidade de erosão das partículas de acordo com o seu tamanho, ou seja, a velocidade a partir da qual uma partícula de um dado tamanho é erodida do fundo da corrente. A área castanha é uma zona de transição entre a erosão e a deposição que depende da profundidade da água na corrente e de outros factores para além do tamanho do grão e da velocidade da corrente. A linha entre as áreas castanha e azul é utilizada para profundidades de 10 metros e a linha que separa as áreas amarela e castanha para profundidades de 0.1 metros ou inferiores. A parte do gráfico à direita do tamanho de 0.2 mm apresenta um aumento estável na velocidade requerida para erodir grãos cada vez maiores. A parte do gráfico à esquerda do tamanho 0.2 mm mostra um aumento na velocidade de erosão de partículas de granulometria cada vez mais pequena. Esta relação deve-se ao facto de as partículas sedimentares mais finas serem coesas, ou seja, permanecem juntas, tais como as argilas, formando flocos. Por isso, são mais difíceis de serem retiradas do fundo da corrente que as partículas não coesas. Quanto mais finas forem as partículas coesivas, maior terá que ser a velocidade para as remover do fundo da corrente. Para estes grãos mais pequenos, as velocidades de sedimentação são tão baixas que até uma corrente suave de 20 cm/s é capaz de manter as partículas em suspensão e de transportar sedimento. Isto reflecte-se na fronteira plana entre as zonas castanha e amarela para os tamanhos de grãos finos.

Com base na relação entre a velocidade da corrente e a dimensão dos detritos e uma vez que o ímpeto das correntes diminui progressivamente de montante para jusante, compreende-se que os cursos de água realizem, ao longo do seu trajecto, uma selecção granulométrica, de que resulta o facto de os materiais em trânsito irem diminuindo de calibre no sentido da corrente. Com efeito, por um lado, os detritos de maiores dimensões vão ficando pelo caminho à medida que a competência das águas diminui e, por outro, os materiais vão-se fracturando e desgastando durante o transporte devido aos choques e ao atrito. Assim, nos troços superiores, há abundante transporte de materiais grosseiros, ao passo que nas zonas vestibulares (troços inferiores) apenas circulam detritos finos. Em simultâneo com esta diminuição de calibre há tendência natural para que os mesmos se uniformizem granulometricamente em cada ponto do rio, desde que se mantenha a regularidade no regime de escoamento do curso de água. (é fácil imaginar que uma inundação acidental perturbe este comportamento).

Em simultâneo com esta selecção granulométrica, os detritos vão sendo desgastados por atrito ao rolarem sobre o leito rochoso, ou uns ao encontro dos outros. Assim, ao cabo de percursos mais ou menos prolongados e em função do tamanho ou dureza dos materiais, os detritos acabam por perder o carácter anguloso original, adquirindo formas tanto mais arredondadas quanto mais longo tiver sido o percurso. A dimensão dos detritos influencia o arredondamento no sentido de, quanto maiores estes forem, mais rapidamente se arredondam. Por esta razão, enquanto que os blocos adquirem rolamento apreciável a partir da dezena de quilómetros de percurso, as areias necessitam de transporte da ordem das centenas de quilómetros para perderem o carácter anguloso.

Um outro tipo de selecção realizada no decurso da erosão e do transporte é a selecção mineralógica, que consiste na concentração relativa das espécies mineralógicas mais resistentes (mais duras, mais estáveis e menos frágeis) à medida que as restantes se vão destruindo pelo caminho, porque se desgastam mais rapidamente, porque se meteorizam ou porque se fracturam e deixam triturar.

As selecções granulométrica e mineralógica são as responsáveis por certos concentrados aluvionares denominados placers, geralmente com interesse económico, pois permitem a exploração de um produto inicialmente disperso e que, mercê de um processo de selecção natural, se encontra concentrado. São conhecidos placers auríferos, diamantíferos e de outras espécies de elevado interesse, como ilmenite, cassiterite, magnetite, etc.

Além destas selecções, as águas fluviais operam, simultaneamente, um outro tipo de selecção que é costume designar-se por selecção gravítica e que tem a ver com a densidade dos detritos. Um grão de uma espécie de elevada densidade e com um certo tamanho reage a uma dada corrente da mesma maneira do que um grão maior de uma espécie menos densa. Por exemplo, um grão de ouro com 0.8 mm de diâmetro tem o mesmo comportamento hidráulico que um grão de quartzo com cerca de 1 cm de diâmetro. Também a forma dos detritos interfere nesta selecção. Com efeito, uma palheta de mica larga e achatada reage à corrente com resposta igual à de um grão de quartzo muito mais pequeno. Nestes termos, dir-se-á que a selecção gravítica é um factor que perturba a selecção granulométrica. Esta, em rigor, só tem significado se considerarmos que os seus elementos têm aproximadamente a mesma forma e densidade.

A separação selectiva elaborada pelos cursos de água com base na dimensão, densidade, forma, estabilidade, dureza e fragilidade dos detritos é tanto mais acentuada quanto maior tiver sido a duração do percurso (transporte). Esta evolução pode referir-se em termos de maturidade e traduz-se em graus de calibragem granulométrica e de arredondamento dos detritos e ainda em termos de selecção gravítica e de menor ou maior concentração de espécies minerais residuais. O quartzo é o único mineral estável susceptível de ocorrer como componente essencial e abundante na grande maioria dos sedimentos detríticos. Assim, o teor de quartzo é o mais utilizado na definição do grau de maturidade de um sedimento, estabelecendo com ela uma relação directa, ou seja, quanto maior for a percentagem de quartzo, maior é a maturidade do sedimento. Ao contrário, o teor em feldspato é inversamente proporcional ao grau de maturidade, uma vez que, menos resistente, o feldspato tende a desaparecer no decurso da evolução dos materiais, durante o transporte.

As águas correntes têm tendência a seleccionar os materiais transportados, quer granulometricamente, quer mineralogicamente, sendo essa selecção tanto mais perfeita quanto mais longo for o tempo de actuação do agente. Assim, nas torrentes, os materiais não chegam a ser seleccionados devido à extrema limitação do seu curso, permanecendo heterométricos e constituídos por toda a espécie de rochas e minerais acabados de arrancar às vertentes, mesmos os mais frágeis. Nos rios, a selecção exerce-se e a maturidade dos materiais é tanto mais acentuada quanto mais longos forem e mais avançada estiver a fase do ciclo de erosão

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CICLOS DE EVOLUÇÃO FLUVIAL

Após evolução mais ou menos prolongada, um dado curso de água, inicialmente de leito bastante irregular e com variações mais ou menos bruscas de declive, acabará por regularizar o seu perfil longitudinal se o nível de base se mantiver fixo o tempo necessário para que se atinja o perfil de equilíbrio. Este equilíbrio estabelece-se, em especial, entre dois factores principais, o clima e a natureza geológica dos terrenos, os quais se relacionam com outros factores, tais como o regime fluvial, o tipo de intensidade do coberto vegetal, a natureza das rochas, o tipo, a densidade e a amplitude dos acidentes tectónicos, etc.

A regularização do perfil faz-se de jusante para montante, as irregularidades vão-se esbatendo, os rápidos recuando, o mesmo sucedendo às cabeceiras, que vão penetrando na montanha. Esta progressão da erosão iniciada na foz e avançando para a nascente funciona como uma vaga de erosão em sentido contrário ao rio e, por isso, também aqui dita regressiva ou remontante. Muitas vezes, em consequência do recuo das cabeceiras, um curso de água intercepta outro, capturando-lhe as águas, adicionando, assim, ao seu traçado todo o troço montante do curso interceptado. Diz-se, então, que houve captura (figura 3.41). Geralmente, o troço jusante do rio capturado permanece marcado por um vale abandonado ou morto.

Também o perfil transversal dos rios atesta o seu estádio de evolução. Com efeito, no trabalho de regularização do leito, a água corrente e os materiais que transporta escavam e aprofundam constantemente o leito, ao mesmo tempo que a escorrência, as torrentes laterais e os movimentos de massa vão desgastando as vertentes do vale. Nesta fase, o vale é profundo. À medida que o rio se vai aproximando do perfil de equilíbrio, o seu trabalho de erosão vertical (escavamento do leito) vai diminuindo até dar lugar à sedimentação. As vertentes, no entanto, continuam a recuar e a degradar-se, alargando continuamente o vale. Consoante o estádio de evolução verificado nos rios (figura 3.42) ou em partes do seu traçado, assim se poderão reconhecer nele as fases de juventude, maturidade e senilidade.

Na fase de juventude ou juvenil há predomínio da erosão; o perfil longitudinal é irregular e o declive é acentuado e irregular (rápidos, cataratas e lagos). A fase de maturidade tem grande capacidade de transporte; nesta fase, o declive é menor e os vales são profundos e geralmente apertados e o perfil longitudinal está mais regularizado. A fase de senilidade ou senil caracteriza-se por vales amplos, de vertentes muito afastadas e degradadas. Predomina a sedimentação, dando origem a extensas superfícies muito planas resultantes de assoreamento pelos depósitos fluviais que aí se espraiam por perda de competência das águas. São as planícies de inundação ou aluviais, geralmente muito desenvolvidas nas zonas terminais ou vestibulares dos grandes rios, de que são exemplo, entre nós, os campos do Mondego e as lezírias do Tejo e do Sado.

Como grandes agentes modeladores do relevo, em especial nas regiões temperadas, os rios modificam a extensão e geometria dos seus traçados, incluindo a dos respectivos afluentes. Nestes termos e para uma dada região, este trabalho constante (tendo em conta as variações litológicas e estruturais possíveis) tem como consequência o facto de certos cursos se instalarem mais vigorosamente, recuarem as cabeceiras mais rapidamente e capturarem outros de evolução mais lenta, aumentando, assim, a sua bacia fluvial, onde os vários cursos de água assumem graus de importância relativa. Em função desta evolução estabelecem-se cursos principais e toda uma série de tributários de ordem inferior que lhes estão (e também entre si) sucessivamente subordinados. Este fenómeno, que é, afinal, resultante do equilíbrio entre o traçado da rede, o clima, a geologia e a morfologia da região, corresponde ao que se designa por hierarquização da rede. Esta é tanto mais acentuada quanto mais longa tiver sido a sua evolução.

À medida que a rede hidrográfica se expande e se hierarquiza, a erosão nas zonas montanhosas progride e acentua-se. Em consequência, as regiões vestibulares tornam-se cada vez mais amplas e planas. Deste modo, não é difícil conceber, para um nível de base geral estável durante um intervalo de tempo suficientemente longo, que os rios atinjam o seu perfil de equilíbrio, que a partir daí alarguem os respectivos vales por recuo das vertentes e que os interflúvios de bacias contíguas se esbatam à medida que se criam vastas planícies aluviais. Tal evolução tem como limite a aplanação geral, envolvendo várias bacias.

Segundo o geomorfólogo norte-americano dos finais do século XIX, W. M. Davis, sempre que esta aplanação se generaliza a uma área suficientemente grande, o que acontece ao cabo de muitos milhões de anos, no pressuposto de uma muito longa estabilidade tectónica, atinge-se uma situação de relevo arrasado, de interflúvios suaves mais ou menos uniformes, recortado por cursos de água na fase senil, com pouca ou nenhuma capacidade erosiva. Esta quase aplanação foi designada por peneplanície e com ela se completa o ciclo de erosão. Ainda segundo Davis, o tipo de evolução do relevo tendo como factor essencial a actividade dos cursos de água, segundo o esquema acima exposto, constitui o que designou por erosão normal, própria das regiões de clima temperado e, portanto, condicionada pelas características do regime fluvial dessas regiões. Actualmente, o conceito de erosão normal, que foi aceite sem discussão durante cerca de 75 anos, é posto em causa e, até, manifestamente negado. A teoria de Davis baseava-se em modelos teóricos e o que se verificava na prática é que, em regiões de clima temperado, consideradas protótipo do modelo de erosão normal por ele descrito, as águas correntes habituais nessas regiões (mais ou menos permanentes e regulares) não constituem o agente fundamental responsável pelas formas de erosão que aí se encontram, sendo muito limitado o seu papel nas grandes linhas do relevo. Os opositores de Davis consideraram que o modelado das regiões temperadas, em geral, não é lenta e continuamente talhado pelos cursos de água mas sim no decurso de crises climáticas (crises morfogenéticas) esporádicas, relativamente curtas e extremamente activas, durante as quais a rarefacção do coberto vegetal contribui decisivamente para aumentar a erosão. Esta visão do problema é coincidente com os conceitos de biostasia (situação de equilíbrio biomorfológico expresso principalmente por um coberto vegetal desenvolvido, de longa duração e estável, desde que não variem bruscamente as condições ambientais sob as quais se desenvolveram, exemplificada pela actual floresta quente e húmida, como a amazónica) e de resistasia (situação de ruptura do equilíbrio biostásico e consequente destruição do coberto vegetal. As causas desta destruição são, geralmente, mudanças climáticas mais ou menos acentuadas e bruscas, quer no sentido do arrefecimento quer no do aquecimento quando acompanhada de secura, como é o caso da desertificação). Com efeito, a situação comum nas regiões ditas temperadas, em geral, é mais próxima da biostasia e, portanto, favorável à conservação do relevo e à formação de solos (pedogénese), enquanto as crises morfogenéticas têm carácter resistásico.

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PERFIL DE EQUILÍBRIO DE UM RIO

O fluxo de um curso de água num determinado local é resultado do equilíbrio entre as entradas e as saídas, que se desequilibram temporariamente por altura das cheias. Estudos referentes à descarga, velocidade, dimensões do canal e topografia (especialmente o declive) ao longo de toda a extensão de um curso de água, desde a sua cabeceira até à sua desembocadura, revelam um equilíbrio a uma escala espacial e temporal mais vasta: um curso de água encontra-se em equilíbrio entre a erosão do leito da corrente e a sedimentação no canal e na planície de inundação ao longo de todo o seu comprimento. Este equilíbrio é controlado por diversos factores, tais como a topografia (nomeadamente, o declive), o clima, o fluxo do curso de água (incluindo tanto a descarga como a velocidade) e a resistência das rochas à meteorização e à erosão.

Uma combinação particular de factores – tais como topografia elevada, clima húmido, descarga e velocidade elevadas, rochas duras e pequena carga sedimentar – faria um curso de água erodir um vale muito encaixado no substrato rochoso e transportar no sentido da corrente todo o sedimento derivado dessa erosão. Pelo contrário, para jusante, onde a topografia é mais suave e o curso de água pode fluir sobre sedimentos facilmente erodíveis, o rio depositaria barras e sedimentos aluviais, produzindo uma elevação do leito através da sedimentação.

O declive de um rio a partir da sua cabeceira até à sua embocadura pode ser descrito marcando a elevação do seu leito contra a distância relativamente à cabeceira. O resultado seria uma curva parabólica com a concavidade voltada para o lado positivo do eixo das abcissas (figura 3.43). Esta curva representa o perfil longitudinal de um rio. Todos os cursos de água, desde os mais pequenos regatos até aos maiores rios apresentam este perfil geral, partindo de uma cabeceira notavelmente abrupta até um nível quase horizontal perto da sua desembocadura.

Porque é que todos os cursos de água, que diferem entre si tão marcadamente, seguem este perfil? A resposta encontra-se na combinação de factores que controla a erosão e a sedimentação. Uma vez que os cursos de água correm vertente abaixo, todos eles terão o seu início em terras altas, situadas a uma cota superior àquela que se encontram os seus cursos inferiores. Nas áreas vestibulares, que contêm sedimentos inevitavelmente provenientes da erosão dos cursos médio e superior, a sedimentação torna-se mais significativa. Diferenças na topografia e nos outros factores atrás mencionados podem tornar o perfil longitudinal mais abrupto ou mais rasteiro nos cursos superior ou inferior do curso de água mas a forma geral permanece a mesma.

O perfil longitudinal é controlado na sua parte terminal pelo nível de base do curso de água, a elevação a partir da qual um curso de água deixa de existir como tal quando entra num maior corpo de água latente, tal como um lago ou o oceano. Os cursos de água não se conseguem encaixar abaixo do nível de base, pois este é o “fundo do poço” – o limite mais baixo do perfil longitudinal. As mudanças no nível de base natural afectam o perfil longitudinal de forma previsível. A figura 3.44 ilustra o perfil longitudinal para os níveis de base local e geral de um rio que flui para um lago e deste para o oceano. O nível de base local é o lago, enquanto que o nível de base geral (para todos os cursos de água) é o oceano. Se o nível de base geral ascende, como consequência de uma subida do nível nédio do mar, por exemplo, o perfil mostrará os efeitos da sedimentação à medida que o rio deposita aluviões no canal e na planície de inundação por forma a atingir a cota do novo nível de base geral. A descida do nível médio do mar também altera o nível de base geral e o perfil longitudinal. O nível de base geral de todos os cursos de água que correm para o oceano cai e os seus vales são entalhados nos antigos depósitos aluviais. Quando a descida do nível médio do mar é grande, como foi durante o último máximo glacial, há 20–18 000 anos atrás, os rios escavam vales profundos e abruptos nas planícies costeiras e nas plataformas continentais. A construção de uma barragem artificial também pode criar um novo nível de base local, com efeitos semelhantes no perfil longitudinal (figura 3.45). O declive do rio para montante do dique diminui, baixando a velocidade do rio, bem como a sua capacidade de transporte sedimentar. Isto faz com que o rio deposite algum do seu sedimento no leito, tornando a concavidade um pouco mais rasteira do que antes da construção do dique. Abaixo da barragem, para jusante, o rio, agora transportando muito menos sedimentos, ajusta o seu perfil às novas condições e tipicamente erode o seu canal na secção imediatamente inferior à barragem.

Em equilíbrio, o curso de água assume o seu perfil de equilíbrio, onde o declive, a velocidade e a descarga se combinam para transportar toda a sua carga sedimentar, sem que exista nem erosão, nem sedimentação. Este perfil de equilíbrio é, no entanto, hipotético. Se as condições que deram origem a um perfil de equilíbrio de um curso de água forem alteradas, o perfil desse curso de água irá alterar-se por forma a atingir um novo perfil de equilíbrio. Isto pode envolver mudanças nos padrões de deposição e de erosão e alterações na forma do canal. O perfil de equilíbrio, no entanto, nem sempre é côncavo e muito menos regular. A razão de ser côncava a maioria dos perfis de equilíbrio deve-se ao aumento do canal para jusante e à diminuição do calibre da carga em consequência do desgaste no transporte, por abandono selectivo dos materiais de maior dimensão nos troços médios e os mais finos no troço final. Todos os pontos do perfil estão conjugados uns com os outros e têm nível variável, com excepção do ponto fixo (ponto do perfil que não apresenta mobilidade em relação aos outros), que é o ponto de conjugação do perfil com o nível de base geral. No final da sua evolução, o perfil de equilíbrio não implica aluvionamento.

Ao longo dos tempos geológicos, quando o nível de base geral é constante, o perfil longitudinal reflecte o equilíbrio entre o levantamento tectónico e a erosão por um lado e o transporte e deposição por outro. Se o levantamento é dominante, tipicamente nos cursos superiores de um curso de água, o perfil será abrupto e expressará a dominância da erosão sobre o transporte. À medida que o levantamento abranda , o perfil é rebaixado à medida que a cabeceira é erodida. Um dos locais onde um rio tem que se ajustar subitamente a diferentes condições é numa frente montanhosa, onde os cursos de água deixam os seus vales encaixados e estreitos para passar a vales mais largos e relativamente achatados. Ao longo destas frentes, tipicamente constituídas por escarpas de falha abruptas(figura 3.46) os cursos de água depositam grandes quantidades de sedimentos, constituindo acumulações em forma de cone ou de leque denominadas leques aluviais. Esta deposição resulta do súbito decréscimo na velocidade quando o canal se alarga grandemente. Numa menor extensão, um abaixamento do declive abaixo da frente também diminui a velocidade do curso de água. A superfície do leque aluvial apresenta normalmente um perfil côncavo estabelecendo a ligação entre a parte montanhosa abrupta com a parte de declive mais suave do perfil. Os materiais grosseiros, desde blocos a areias, dominam no lado abrupto superior do leque. Para jusante, os depósitos são constituídos por areias finas, siltes e argilas. Os leques de muitos cursos de água adjacentes de uma frente montanhosa podem coalescer, formando uma longa cunha de sedimento cuja aparência pode mascarar as formas dos leques individuais que perfazem este talude aluvial.

O papel do levantamento na mudança do equilíbrio do vale de um curso de água é visto nos terraços fluviais que se alinham ao longo de muitos cursos de água acima da planície de inundação presente. Estas superfícies planas em forma de degraus são, como já sabemos, antigas planícies aluviais que existiram quando o nível de base estava mais elevado ou quando as cabeceiras se encontravam a uma cota inferior. O rio rejuvenesce e encaixa-se na sua planície aluvial. Quando atinge novamente o equilíbrio, deixou dois terraços à mesma altura. Se as condições mudarem novamente, o rio encaixar-se-á de novo, erodindo a planície de inundação e talhando dois novos terraços. Os terraços podem ser embutidos ou escalonados, consoante o nível médio do mar tenha subido e descido sucessivamente ou apenas descido, respectivamente(figura 3.39).

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ESTUÁRIOS E DELTAS

Mais cedo ou mais tarde, todos os rios terminam a sua viagem quando entram num lago ou no oceano. Existem, basicamente, dois tipos de desembocaduras de rios: os estuários e os deltas, havendo uma profusão de termos intermédios.

Um estuário de um rio é parte terminal ou foz de um rio onde o efeito das marés e das correntes se faz sentir, existindo um único canal limitado por margens. De acordo com o caudal do rio e com as marés, podem-se distinguir três tipos de estuário (figura 3.47):

ESTUÁRIO ESTRATIFICADO:
em que se nota uma estratificação vertical da água (a água salgada forma uma cunha por baixo da água doce), ocorrendo em locais onde o caudal do rio é grande e as marés são fracas;

ESTUÁRIO PARCIALMENTE MISTURADO:
em que existe uma mistura parcial entra a água salgada e a água doce, ocorrendo em locais onde caudal do rio r as marés são intermédias;

ESTUÁRIO HOMOGÉNEO:
em que não existe estratificação vertical mas sim um gradiente crescente de salinidade à medida que nos afastamos do estuário, ocorrendo em locais onde o caudal do rio é baixo e as marés são fortes.

O outro tipo de desembocadura é o delta. À medida que a corrente perde o seu ímpeto, o rio perde progressivamente o poder para transportar sedimentos. Os materiais mais grosseiros, normalmente, areias, são largados em primeiro lugar, logo na parte terminal dos rios. As areias mais finas são depositadas mais à frente, seguidas pelas siltes e, ainda mais para a frente, pelas argilas. À medida que o fundo do lago ou do oceano se afunda para além da costa, todos os materiais depositados produzem uma plataforma deposicional a que se dá o nome de delta, nome derivado da letra grega delta, atribuída por Heródoto ao delta do Nilo, cerca de 450 a.C., pela sua forma triangular.

À medida que os rios se aproximam dos seus deltas, onde o declive do perfil se encontra quase alinhado com nível médio do mar, eles revertem o seu padrão normal de tributação (o rio divide-se em tributários para montante), passando a dividir-se em diversos canais mais pequenos para jusante. A estes canais, que distribuem a água e os sedimentos pela plataforma, chamam-se distributários (figura 3.48). Um delta forma-se quando um rio contém muita carga sólida em suspensão, depositando-a no oceano. Em primeiro lugar dá-se deposição da carga de arraste por ordem decrescente de peso. Em segundo lugar dá-se a deposição do material transportado em suspensão.

Formam-se, em primeiro lugar, as camadas inferiores, com a mesma inclinação que o fundo marinho, cujos sedimentos apresentam características essencialmente marinhas. De seguida, dá-se a formação conjunta das camadas frontais e das camadas superiores. À medida que o material se deposita, formando as camadas superiores, algum desse material resvala pelo talude, formando camadas com a mesma inclinação deste, com características de sedimentos marinhos, principalmente pela natureza dos fósseis e pelos grãos mais grosseiros. A estas camadas chama-se camadas frontais e são elas que permitem a expansão das camadas superiores e, por conseguinte, da própria rede de distributários. As camadas superiores encontram-se na horizontal, com características litológicas semelhantes às dos depósitos fluviais, apresentando caracteres subaéreos como restos orgânicos dispostos em camadas lenticulares, e subaquáticos como depósitos ricos em silte e argila.

À medida que o delta é construído mar adentro, também a embocadura do rio avança, deixando atrás de si terra nova. Muita desta terra é constituída pela planície do delta que se encontra apenas alguns metros acima do nível do mar. Estas planícies incluem grandes áreas de terras húmidas, nomeadamente, sapais. Estas terras são bastante valiosas pela sua capacidade de armazenar água, para além de formarem os habitats de muitas espécies animais e vegetais. À medida que os deltas crescem, eles alteram os cursos dos distributários para outros canais mais curtos. Como resultado de tais mudanças, o delta cresce em diferentes direcções ao longo dos anos, podendo, no entanto, permanecer nos mesmos canais durante centenas ou mesmo milhares de anos. Um rio grande como o Mississipi ou o Nilo forma um grande delta com uma área de milhares de quilómetros quadrados. O delta do Mississipi, como os deltas de outros grandes rios, tem vindo a crescer há milhões de anos. Começou há cerca de 150 Ma atrás, em redor do que agora é a junção entre os rios Ohio e Mississipi, na ponta Sul de Illinois. Avançou cerca de 1600 Km desde então, criando quase por completo os estados de Louisiana e Mississipi, tal como grandes partes de outros estados adjacentes.

Uma forte ondulação, as correntes costeiras e as marés afectam o crescimento e a forma dos deltas construídos mar adentro. As ondas e as correntes costeiras podem transportar os sedimentos ao longo da costa quase tão rapidamente quanto este é depositado pelo rio. A frente do delta torna-se, então, numa longa linha de costa baixa (praia) apresentando uma convexidade na desembocadura do rio. As correntes de maré também movimentam e redistribuem o sedimento deltaico, formando barras alongadas paralelamente à direcção das correntes, que, em certos locais, se encontram aproximadamente em ângulo recto com a linha de costa.

Onde quer que as ondas e as marés sejam suficientemente fortes, os deltas não se formam e, em seu lugar, surgem os estuários. Os sedimentos trazidos pelo rio são dispersos ao longo da linha de costa sob a forma de praias e restingas e é transportado para águas mais profundas offshore. A tectónica também exerce um certo controlo sobre as possíveis áreas de formação dos deltas, uma vez que estes requerem um levantamento da bacia hidrográfica, por um lado, proporcionando, assim, um abundante fornecimento de sedimentos e, por outro lado, uma subsidência da crusta na região do delta que irá acomodar as grandes quantidades de sedimentos. Dois dos maiores deltas do Mundo – o Mississipi e o Ródano (em França) – derivam das elevadas cargas sedimentares que retiram de cordilheiras montanhosas distantes, as Montanhas Rochosas e os Alpes, respectivamente. Ambos se encontram na mesma conjuntura tectónica, uma margem passiva formada originalmente a partir de uma margem continental activa divergente (rifte). Existem poucos deltas grandes associados a zonas activas de subducção , talvez porque não seja habitual um grande rio transportar sedimentos através de um arco vulcânico para o oceano, como faz o Rio Columbia através da Cordilheira das Cascatas. Para além disso, os arcos insulares oceânicos têm uma área demasiado pequena para proporcionar uma grande carga sedimentar clástica. A convergência continental que fez elevar os Himalaias também formou os grandes deltas dos rios Indus e Ganges. Em última análise, as conjunturas da tectónica de placas influenciam, portanto, tanto a localização como a formação dos deltas.

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BACIAS LÍMNICAS

Valiosos pelos seus usos nas áreas da recreação e da pesca, os lagos não passam de acidentes do perfil longitudinal dos rios. Os lagos podem ser grandes ou pequenos, variando desde pequenas lagos com apenas uma centena de metros de diâmetro até ao maior e mais profundo lago do Mundo, o enorme Lago Baical, no sudoeste da Sibéria, que concentra em si aproximadamente 20% de toda a água doce existente em lagos e rios em todo o planeta. O Lago Baical encontra-se numa zona continental divergente (um rifte continental), uma conjuntura tectónica típica para a formação de lagos. A barragem proporcionada pelo vale de rifte é resultado do falhamento, que bloqueia a saída normal das águas. Como resultado, os cursos de água podem fluir para essa zona facilmente mas muito dificilmente conseguirá essa água sair daí, a não ser que atinja uma cota suficientemente alta para provocar o extravasamento do lago. A abundância de lagos no Norte dos Estados Unidos, no Canadá e na Escandinávia é consequência da perturbação da drenagem pelas glaciações e pelos detritos sedimentares glaciais. Mais cedo ou mais tarde, se houver uma estabilidade tectónica e climática, esses lagos serão drenados por uma exsurgência e o perfil longitudinal tornar-se-á mais suave.

Um lago é, essencialmente, um local de convergência da drenagem ou um local de sedimentação . Também são chamados, noutro contexto, de bacia límnica ou intracontinental, por oposição aos oceanos, que constituem uma bacia parálica ou oceânica.

Os detritos mais grosseiros ficam retidos na periferia do lago. As argilas e outros detritos que possam ficar em suspensão depositam-se no fundo da parte central do lago. As substâncias dissolvidas precipitam por excesso de concentração ou por evaporação da água. Pode, ainda ocorrer sedimentação biogénica como, por exemplo, de carapaças de diatomáceas (que, uma vez compactadas, formam uma rocha extremamente leve denominada diatomito) ou de restos vegetais com posterior incarbonização, formando uma bacia carbonífera com carvões fósseis. Nas regiões montanhosas susceptíveis de se cobrirem de neve durante o Inverno, podem formar-se, nos lagos, varvitos ou argilas varvares ou, muito simplesmente, varvas, formadas por uma alternância de leitos claros de materiais terrígenos carregados durante o degelo no verão e por leitos escuros, ricos em matéria orgânica precipitada no fundo durante o Inverno, quando existe uma placa de gelo à superfície do lago. Estas varvas estão tão bem definidas que é possível contar, exactamente, quantos anos tem um determinado depósito de varvitos, tal como se contam os anos de uma árvore pelos anéis que apresentam no tronco.

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