CAPITULO I – GEODINÂMICA EXTERNA DA TERRA
I.1. PROCESSOS DA GEODINÂMICA EXTERNA
A geodinâmica, é o
ramo da geologia que se dedica ao estudo do conjunto de fenómenos que ocorrem
na Terra e as suas consequências. Ela estuda os fenómenos endógenos
(geodinâmica interna) e os fenómenos exógenos (geodinâmica externa).
A geodinâmica
interna é o conjunto de processos internos (calor, fluidos de circulação,
pressão, que produzem alterações na crosta terrestre. Os agentes da geodinâmica
interna são também conhecidos como os agentes
construtores de relevo, pois são os responsáveis pela criação da maioria
das formas de relevo terrestre - cadeias montanhosas, paisagens geológicas,
etc.
A geodinâmica
externa é o conjunto de processos externos que conduzem a alteração da
superfície da crosta terrestre. Os agentes da geodinâmica externa, constituem
os agentes modeladores de relevo
ou agentes erosivos, pois
modelam o relevo que os agentes da geodinâmica interna criam através da erosão.
Os agentes da geodinâmica
externa são a água, o vento, as mudanças de temperatura, a gravidade, os
glaciares, os seres vivos, etc.
Os principais
processos geodinâmicos são a meteorização e a erosão.
I.1.1. METEORIZAÇÃO E EROSÃO
Denomina-se por meteorização
a alteração provocada pelos agentes atmosféricos tais como a água, o ar, as
mudanças de temperatura e outros factores ambientais que modificam as
características químicas e físicas das rochas à superfície (rocha mãe).
A erosão é o conjunto de
processos de aplanação da crosta terrestre através dos agentes da geodinâmica
externa envolvendo meteorização do material já existente, transporte e
deposição do mesmo noutro local, contribuindo para a modificação das formas
criadas pelos agentes de geodinâmica interna.
I.1.1.1. TIPOS DE METEORIZAÇÃO
Os processos de
meteorização actuam através de mecanismos modificadores das propriedades físicas
dos minerais e rochas (morfologia, resistência, textura, etc), e das características
químicas (composição química e estrutura cristalina). Em função do mecanismo
predominante de actuação, a são normalmente classificados em meteorização física e meteorização química.
Quando a acção (física ou bioquímica) de organismos vivos ou da matéria orgânica
proveniente da sua decomposição participa do processo, a meteorização é chamada
de físico-biológico ou químico-biológico.
Meteorização física: é quando não
há alteração química e mineralógica da rocha, ou seja, depois do processo de
alteração, a rocha que se obtém tem as propriedades da rocha mãe.
Meteorização química: é quando há
alteração química e mineralógica da rocha, ou seja, depois do processo de alteração,
a rocha que se obtém tem as propriedades completamente diferentes das
propriedades da rocha mãe. Os minerais novos formados quando a rocha é
submetida a novas condições atmosféricas ou termodinâmicas, são chamados
minerais de neoformação.
A) Meteorização física
A meteorização física,
provoca nas rochas uma desintegração (desagregação) em fragmentos cada vez
menores, mas que retém as características do material original. Há vários
agentes externos que podem actuar sobre as rochas e acelerar a sua fragmentação
tais como, o efeito do gelo, a actividade biológica, a acção mecânica da água e
do vento, a descompressão à superfície, as dilatações e contrações térmicas e o
clima.
Efeito do gelo: A água que penetra nos interstícios porosos
da rocha pode congelar por abaixamento da temperatura, aumentando assim o seu
volume. Exerce consequentemente uma pressão que provoca o alargamento das
fissuras e a desagregação.
Actividades biológicas: As sementes, germinando em fendas
das rochas, originam plantas cujas raízes se instalam nessas fendas abrindo-as
cada vez mais e contribuindo para a separação dos blocos. Alguns animais cavam
galerias nas rochas favorecendo a desagregação.
Acção mecânica da água e do vento: As águas correntes e o vento
transportam detritos que metralham as rochas, acelerando o desgaste e a
fragmentação.
Descompressão à superfície: Quando as rochas formadas em
profundidade são aliviadas da carga suprajacente, a parte exposta expande-se,
enquanto que a parte profunda continua sob pressão. Podem produzir-se diáclases
paralelas à superfície, que favorecem a separação do maciço rochoso em placas.
Dilatações e contrações térmicas: As variações de temperatura
provocam dilatações e contrações alternadas dos minerais, que reagem de
diferentes modos por terem diferentes coeficientes de dilatação. Este processo
ocorre nos desertos e em zonas de incêndios, devido a grandes variações de
temperatura.
Clima: O clima é o factor que mais influencia a
meteorização. Este facto, é evidenciado pela observação da meteorização em
zonas temperadas, tropicais, polares desérticas.
De uma forma geral, a
meteorização é mais acentuada em zonas tropicais, onde a precipitação, a
temperatura e a vegetação atingem valores mais elevados. O mínimo de
meteorização é observado nos desertos e regiões polares, onde estes factores
têm valores reduzidos.
A extensão e o tipo de
meteorização são devidos a acção principalmente da água. Nesse sentido, a
pluviosidade, tendo em atenção a intensidade de precipitação, a infiltração, a
taxa de evaporação e as variações sazonais, influencia a taxa de meteorização
numa determinada região.
As grandes amplitudes
térmicas são também um importante agente de meteorização física, provocando a
fracturação das rochas devido à instabilidade gerada pela dilatação e contração
e, por outro lado provocam fenómenos de gelo e degelo na água que se infiltra
nas rochas.
A água e o vento,
transportam materiais que, ao baterem nas rochas, lhes provocam desgaste e
fragmentação. A maior susceptibilidade ao desgaste das rochas encaixantes é
muitas vezes provocada pela existência de fissuras ou diáclases. Uma das
formações resultantes destes desgastes é a Ayers Rock.
B) Meteorização Química
O processo de meteorização química transforma os minerais das rochas em novos
produtos químicos e a sua acção é tanto mais intensa e facilitada quanto maior
for o estado de desagregação física das rochas. Este tipo de meteorização é
mais frequente em regiões quentes e húmidas, nas quais a temperatura tem um
papel importante na velocidade e dinâmica das reacções químicas que se
efectuam.
Esta meteorização pode ocorrer de duas maneiras distintas:
Ø Os minerais
são dissolvidos completamente, a exemplo da calcite ou halite, e,
posteriormente, podem precipitar formando os mesmos minerais;
Ø Os minerais
são alterados, a exemplo dos feldspatos e micas, e, posteriormente, formam
novos minerais, especialmente, minerais de argila.
A presença da água é fundamental na meteorização química, uma vez que, a água
actua como um meio de transporte dos elementos atmosféricos para os minerais
das rochas, facilitando as reacções químicas. A taxa e o grau de meteorização
química são grandemente influenciados pelo aumento da precipitação.
A meteorização química das rochas inclui diversas reacções químicas, tais
como a dissolução, a hidratação, a hidrólise e a oxidação. Estas reacções
ocorrem mais facilmente na presença da água e do ar atmosférico.
Dissolução
A dissolução é o processo através do qual, o material constituinte das
rochas passa imediatamente ao estado de dissolução. A água é o mais eficaz e
universal solvente conhecido. A molécula da água é polar e funciona como um
pequeno magnete que atrai os iões situados à superfície dos minerais. Devido a
polaridade da molécula da água, praticamente todos os minerais, em maior ou
menor grau são solúveis nela.
Algumas rochas e minerais são solúveis na água, tais como, as rochas
salinas (halite), rochas calcárias (calcite e dolomites). A capacidade de
dissolução da água aumenta quanto menor for o valor do PH.
Na natureza, a acidificação da água é
um fenómeno frequente, por exemplo, o dióxido de carbono pode reagir com a água
formando ácido carbónico.
A halite é solúvel na água salgada com
iões de sódio e cloro dissolvidos.
Carbonatação
A carbonatação é a reacção entre as águas acidificadas e a
calcite (CaCO3), mineral que faz parte dos calcários, formando produtos
solúveis. Assim, os calcários são alterados e distribuídos por um processo químico.
O cálcio e o carbonato de hidrogénio
são removidos em solução, deixando somente as impurezas insolúveis. Estas
reacções provocam alargamento das fissuras nas quais a água se infiltra e
circula, podendo conduzir a formação de uma rede de galerias e de grutas
subterrâneas.
Hidrólise
É uma reação química específica em que os elementos dos minerais
reagem com os iões hidrogénio e hidróxidos da água para formar um mineral
diferente.
Um exemplo de hidrólise é a meteorização dos feldspatos que
abundam, em vários tipos de rochas quer sob a forma de feldspatos potássicos,
quer de plagióclases. A meteorização desses minerais que conduz a formação de
minerais de argilas e denomina-se caulinização.
Quando um feldspato potássico entra em contacto com o ácido
carbónico, ocorre a seguinte reação:
Oxidação
Consiste na combinação
do oxigénio atmosférico com um elemento do mineral para constituir um óxido. O
processo é especialmente importante na meteorização de minerais que possuem o
ião ferro, tais como as olivinas, piroxenas e anfíbolas.
O iao ferro dos silicatos
reage com o oxigénio para formar hematite (Fe2O3) ou
limonite [Fe2O3(OH)]. A hematite, quando dispersa nos
sedimentos, é a responsável pela sua cor avermelhada.
A taxa de oxidação
aumenta com a temperatura, pelo que a alteração química por este processo é
mais intensa nos climas quentes e húmidos.
C) Acção
dos seres vivos
As plantas e as
bactérias são também importantes agentes de meteorização química devido a
produção de alguns ácidos e compostos orgânicos. A água libertada pelos seres
vivos é normalmente mais ácida (pH menos elevado) que a água corrente,
aumentando a capacidade de meteorização das rochas.
I.1.1.2. EROSÃO
A erosão é um
fenómeno natural provocado pela desagregação de materiais da crosta terrestre
pela ação dos agentes exógenos, tais como as chuvas, os ventos, as águas dos
rios, entre outros. Essas partículas que compõem o solo são deslocadas de seu
local de origem, sendo transportadas para as áreas mais baixas do terreno.
De acordo com sua
origem, o processo erosivo pode ser classificado em erosão pluvial (ação das
chuvas), erosão fluvial (ação das águas dos rios), erosão por gravidade
(movimentação de rochas pela força da gravidade), erosão eólica (ação dos
ventos), erosão glacial (ação das geleiras), erosão química (alterações
químicas no solo) e erosão antrópica (ação do homem).
A erosão tem se
intensificado em virtude das ações antrópicas, pois o homem tem modificado o
meio natural de forma desastrosa, e uma das consequências é essa erosão
acelerada. Os fatores que contribuem para esse cenário são: desmatamentos,
queimadas, urbanização, impermeabilização do solo, drenagem de estradas, linhas
de plantio, etc.
O avanço da erosão
desencadeia uma série de problemas socioambientais: deslizamentos (provocados
pela força de gravidade), enchentes
(através do preenchimento de lagos e rios), assoreamento dos rios, morte de
espécies da fauna e da flora, redução da biodiversidade, perda de nutrientes do
solo, redução da área de plantio, danos econômicos, entre tantos outros.
Dentre as possíveis formas de proteger o solo contra a erosão estão:
preservar a cobertura vegetal do solo, técnicas agrícolas menos agressivas ao
solo, curvas de nível no terreno, planeamento de construções, sistemas de
drenagem e reflorestamento.
I.1.1.3. TRANSPORTE DE MATERIAIS
Geralmente o
transporte de materiais é feito pela acção da gravidade e os produtos
acumulam-se na base da rocha que os originou, formando depósitos de vertentes
constituídos por detritos de taludes. Nos terrenos inclinados constituídos por
rochas permeáveis, assentes numa camada argilosa, as aguas infiltradas nos
terrenos permeáveis amolecem-os provocando o seu deslizamento sobre terrenos
argilosos. O mesmo pode acontecer nos terrenos inclinados das zonas frias por
acção de degelo.
I.2. OS SOLOS
O Solo é um complexo mineral e orgânico resultante da desagregação física
e da decomposição química das rochas expostas à meteorização.
O solo, contudo, pode
ser visto sobre diferentes ópticas. Para um engenheiro agrônomo, através da edafo/pedologia, solo é a
camada na qual pode-se desenvolver vida (vegetal e animal). Para um engenheiro
civil, sob o ponto de vista da mecânica dos solos, solo é um corpo passível de
ser escavado, sendo utilizado dessa forma como suporte para construções
ou material de construção. Para um biólogo,
através da ecologia
e da pedologia,
o solo infere sobre a ciclagem biogeoquímica dos nutrientes minerais e
determina os diferentes ecossistemas e habitats dos seres vivos.
A pedologia estuda a
origem, a morfologia, a classificação e a distribuição espacial dos solos e, de
uma forma geral, ocupa-se do estudo de todos os fenómenos que ocorrem nos
solos. A edafologia, por seu lado, estuda o solo como suporte natural das
plantas, a sua evolução e degradação, isto é, a sua destruição.
O solo é
constituído por três (3) partes: a parte sólida (elementos minerais e
orgânicos), a parte líquida (água) e a parte gasosa (ar).
I.2.1. FORMAÇÃO DOS SOLOS
Os processos de
meteorização, que alteram a composição química e física das rochas, constituem
o primeiro passo para a formação do solo. Mas o solo, além dos produtos
minerais resultantes da meteorização, possui também matéria orgânica, que é
essencial para a sua definição.
De um modo geral, os
solos são formados por uma fracção sólida, uma fracção líquida e uma fracção
gasosa.
Ø A parte
sólida é formada por elementos minerais de diversos tamanhos (cascalho, areias,
argilas, colóides), por elementos orgânicos (vermes, insectos, bactérias,
fungos) e por substâncias orgânicas em decomposição. Entre os constituintes
sólidos do solo, podemos destacar os silicatos, os óxidos e hidróxidos de
ferro, os fragmentos da rocha mãe, a matéria orgânica, etc.
Ø A parte
líquida é composta por água com diferentes substâncias em solução;
Ø A parte
gasosa é constituída por gases que preenchem os espaços ou cavidades porosas.
I.2.1.1.
Características físicas do solo
Dentre as várias características físicas dos solos, podemos destacar as
seguintes:
Ø Textura de um solo: Depende do
tamanho ou granulométria das partículas que compõem o solo. A textura de um solo
desempenha um papel importante a nível da capacidade de retenção de água e é
definida em função da percentagem de areia, limo ou silte e argila. Atendendo à
fracção predominante, os solos denominam-se argilosos, limosos ou arenosos;
Ø Estrutura de um solo: Depende da
forma como as partículas se agrupam, em fragmentos cada vez maiores. Pode ser
formada por blocos, grânulos, prismas, etc. Tem influência directa no
arejamento do solo e na sua impermeabilidade, bem como na sua maior ou menor
facilidade de trabalhar o solo;
Ø Permeabilidade de um solo: Capacidade
que o solo tem em se deixar atravessar pela água ou pelo ar;
Ø Porosidade de um solo: Existência
de espaços entre as partículas sólidas, permitindo a passagem infiltração da
água ou ar.
I.2.1.2.
Características químicas do solo
A análise química do solo tem por objectivo principal determinar o seu
teor em elementos nutritivos susceptíveis de serem utilizados pelas plantas e o
seu grau de acidez.
A análise química de um bom solo, evidencia a presença de dois grupos de
elementos minerais: os elementos maiores (entram na composição das substancias
fundamentais dos vegetais – azoto, potássio, cálcio, magnésio, enxofre e ferro)
e os oligoelementos (encontram-se em muito pouca escala nas plantas e são
indispensáveis à vida celular - manganês, cobre, zinco e alumínio).
O conjunto de elementos nutritivos disponíveis para a planta, representa
a fertilidade mineral do solo.
A acidez de um solo está ligada à concentração dos iões H+ em
solução e, depende dos iões livres, dos colóides argilo-húmicos e do teor do
cálcio. Segundo o valor do pH da solução, existente no solo, distinguem-se os
seguintes solos: solos alcalinos (pH
7), solos neutros (pH
7) e solos ácidos (pH
7).
I.2.1.2. Perfil de
um solo
Na sua evolução, um solo apresenta várias fases. No início, apenas
encontramos uma rocha nua, exposta à erosão, não existindo solo. Assim, chamamos
litosolo à rocha dura e regosolo à rocha móvel. Com o tempo,
forma-se um solo jovem, ainda muito aproximado da rocha mãe mas, lentamente, esse
solo transformar-se-á num solo maduro
e corresponderá ao final dessa evolução se atingir o equilíbrio. Se, por acaso,
a evolução for diferente do normal, devido a uma modificação da vegetação por
intervenção humana, ficaremos na presença de um solo degradado.
Ao analisarmos um solo bem evoluído, distinguiremos 3 zonas sucessivas
(horizontes), constituindo o seu conjunto aquilo a que se chama perfil.
Horizonte A – corresponde à zona superior, mais ou menos escura,
consoante a concentração de matérias orgânicas. Por via da infiltração, os elementos
solúveis são arrastados para baixo (ferro, alumínio, etc.). Este é um horizonte
de eluviação;
Horizonte B – camada intermédia, mais ou menos escura, onde a infiltração
provoca a acumulação de elementos minerais vindos de cima (óxidos de ferro e
alumínio). Ao se concentrarem nesta camada, dão-lhe uma coloração amarelada ou
avermelhada, podendo-se formar uma carapaça, por sedimentação, completamente
estéril. É uma zona de iluviação.
Horizonte C - é a zona inferior onde se regista ou se verifica a presença
de fragmentos da rocha mãe, mais ou menos alterados ou decompostos.
I.2.2. TIPOS DE
SOLOS
As características de cada solo são consequência, em primeiro lugar, das
condições climáticas existentes. No entanto, a rocha-mãe, os organismos do solo
e o declive do terreno também influenciam fortemente o tipo de solo.
Como consequência da multiplicidade de combinações possíveis entre estes
factores, o solo pode apresentar características e propriedades extremamente
variadas. Daí existirem diferentes tipos de classificação de solos.
O primeiro cientista a publicar uma monografia que classificava os solos
foi o russo V. V. Dukuchaev, em 1883. Baseou-se nas propriedades observáveis, a
maioria das quais resultantes dos processos climáticos e biológicos da
respectiva formação.
Hoje existem várias taxionomias dos solos, das quais a americana é
bastante específica, mas ultrapassa os limites impostos pelo programa.
Em função do clima e da vegetação, os solos podem ser assim
classificados:
Ø Pedalfer;
Ø Pedocal;
Ø Laterites.
PEDALFER
São solos caracterizados pelo transporte de substâncias da superfície
para o interior. Existem em climas temperados que apresentam uma precipitação
média anual superior a 630 milímetros de chuva. Proporcionam uma vegetação
abundante, muitas vezes com predominância de coníferas.
A actividade dos decompositores, em função do clima desfavorável, é pouco
intensa e o horizonte O é constituído fundamentalmente por agulhas de coníferas
e folhas de bétulas, que se acumulam em espessura razoável (cerca de um
decímetro) e experimentam uma humificação muito lenta. O processo pode demorar
anos.
Formam-se compostos húmicos solúveis que participam na alteração das argilas
e favorecem a formação de complexos alumino-ferruginosos.
A maior parte dos materiais solúveis são lixiviados e arrastados pelas
águas subterrâneas, razão por que não se encontra, nestes solos, carbonato de cálcio.
Os óxidos de ferro e as argilas menos solúveis deslocados do horizonte A
acumulam-se no horizonte B, dando-lhe uma coloração castanho-avermelhada ou
castanha.
O termo pedalfer é formado pelas primeiras letras de pédon (solo) e dos
símbolos químicos do alumínio (AI) e do ferro (Fe).
PEDOCAL
São solos caracterizados pela precipitação de substâncias devido à
evaporação da água que ascende por capilaridade. Existem em climas temperados
secos que apresentam uma precipitação média anual inferior a 630 milímetros de
chuva.
São solos ricos em cálcio resultante do carbonato de cálcio e outros
minerais solúveis. Estes solos são característicos de zonas quentes e secas,
tais como as estepes que rodeiam os desertos. Em tais climas, muita água do
solo é arrastada por capilaridade para a superfície, onde se evapora, depositando
as substâncias que transportava em solução, principalmente carbonato de cálcio.
Originam-se "crustas calcárias" nos horizontes E e C. Quando
cementados ou endurecidos, estes depósitos são denominados caliche ou Kunkur. Encontram-se na Austrália e no
deserto de Kalari e dos Estados Unidos.
A meteorização química é menos intensa nas regiões secas, pelo que se
encontra uma percentagem pequena de minerais de argila. O pedocal (pédon +
cálcio) não é tão fértil como o pedalfer, porque a composição mineralógica e a carência
de água são menos favoráveis ao desenvolvimento de organismos.
LATERITES
Nos climas tropicais quentes e húmidos, com chuvas abundantes, formam-se
solos denominados laterites. Nestas condições a meteorização é intensa.
Os solos lateríticos são frequentemente vermelhos e são compostos quase
inteiramente por óxidos de ferro e de alumínio, geralmente as últimas substâncias
da rocha meteorizada a solubilizarem-se. Se o solo é rico em hematite, pode ser
utilizado como minério de ferro. Mas o clima tropical geralmente permite a
hidratação da hematite em limonite, o que tira valor económico ao depósito.
Contudo, encontram-se muitas vezes neste tipo de solo camadas de bauxite,
o principal minério de alumíniom. Sob o ponto de vista agrícola, as laterites
são solos muito pobres, pois o húmus é praticamente inexistente devido à
intensa actividade bacteriana.
Quanto a formação, os solos podem ser classificados em quatro grupos
principais: solos residuais, solos transportados, solos coluviais e solos
orgânicos.
Solos residuais: são solos
que têm origem na decomposição das rochas por meteorização química,
permanecendo in situ, constituindo o manto do intemperismo.
Solos transportados: são
sedimentos inconsolidados recentes que poem ter origem fluvial, eólica,
marinha, etc.
Solos coluviais: são solos
formados pela movimentação lenta da parte mais superficial do mato de
intemperismo em encostas mais ou menos inclinados sob acção de diversos
agentes, principalmente a gravidade.
Solos orgânicos: são solos
formados pela fracção mineral argilosa adicionada de uma proporção variada de
matéria orgânica predominantemente vegetal.
Com base nas características de drenagem, os solos podem ser: solos
ácidos, aluviais, arenosos, argilosos, áridos, calcários, mineral ou salinos.
A classificação pelo sistema americano baseia-se na génese inferida a
partir do clima, drenagem, relevo e material original e podemos ter solos
azonais, zonais e intrazonais.
I.2.2.2. Factores
de que dependem o tipo de solo. Processos para tornar os solos mais produtivos.
Os factores que contribuem para a formação de um solo são
fundamentalmente a rocha mãe e os seres vivos (vegetação, microfauna e
microflora do solo). O clima, o tempo e a topografia do solo também contribuem
para a sua formação.
Para tornar os solos mais produtivos, tem-se em conta os seguintes
processos:
Ø Controlo da
disponibilidade de água (rega e irrigação);
Ø Excesso de
água (drenagem);
Ø Aumentar a
fertilidade (correcção dos solos - adubação/fertilizantes naturais ou químicos);
Ø Evitar o
empobrecimento (eliminação das ervas daninhas);
Ø Facilitar a
circulação de ar e água (lavrar os solos)
I.2.2.1. Principais
tipos de solos em Angola.
A tabela abaixo, mostra os solos mais frequentes no nosso país.
Tipo de solo
|
Área (Km2)
|
Localização
|
Dunas do deserto
|
3 732
|
Luanda, Bengo, Kuanza Sul, Benguela e Namibe
|
Solos aluvionais
|
9 635
|
Luanda, Bengo, Benguela
e Namibe
|
Litossolos e terreno rochoso
|
64 474
|
Malange e Namibe
|
Solos psamiticos
|
716 248
|
Cabinda, Luanda, Uíge,
Kuando Kubango, Bié, Huambo, Zaire, Huíla, Moxico e Cunene
|
Solos calcários
|
9 008
|
Luanda, Bengo, Kuanza Sul e Benguela
|
Barros
|
11 176
|
Luanda e Bengo
|
Solos arídicos tropicais
|
60 095
|
Cunene e Namibe
|
Solos calsialíticos
|
5 916
|
Malange e Kuanza Norte
|
Solos oxissialíticos
|
7 060
|
Huíla, Huambo, Moxico
|
Solos fersialíticos tropicais
|
40 283
|
Huíla, Benguela e
Malange
|
Solos paraferralíticos
|
46 875
|
Huíla e Benguela
|
Solos ferralíticos
|
268 897
|
Cabinda, Uíge, Huambo,
Zaire e Huíla
|
Solos hidromórficos
|
3 084
|
Cabinda, Luanda, Uíge, Kuando Kubango, Bié, Huambo, Zaire, Huíla,
Moxico, Lunda Norte, Lunda Sul, Malange
|
Areias de praia
|
215
|
Luanda, Bengo, Benguela,
Kuanza Sul e Namibe
|
CAPÍTULO –II- GEODINÂMICA EXTERNA DA TERRA
II.1. ACÇÃO
GEOLÓGICA DO VENTO
Os ventos são causados por massas de ar que se movimentam devido as
diferenças de temperaturas e pressões na superfície terrestre. Os deslocamentos
laterais de massas de ar mais frias tendem a anular a diferença de pressão causada,
e assim os ventos sopram de pontos de pressão mais alta para lugares de pressão
mais baixa.
O vento ocorre em todos os climas, porém com intensidades diferentes. A
actividade geológica do vento é preponderante, particularmente em regiões áridas
como os desertos, onde a evaporação é superior às precipitações
Para que a acção do vento seja eficaz, tem importância não apenas o facto
de não haver vegetação, mas também a constituição superficial do terreno, que
nos desertos pode ser muito variável. Para caracterizar a intensidade do vento,
emprega-se a escala de Beaufort, a qual divide a intensidade em 12 categorias,
dentre as quais destacam-se as seguintes:
ESCALA DE VENTOS DE
BEAUFORT (Adaptada de Reader's Digest)
|
|||
Escala
|
Descrição
|
Velocidade (km/h)
|
Efeitos observados
|
0
|
Calma
|
0
|
O fumo sobe na vertical.
|
1
|
Aragem
|
0 - 5
|
A direcção do vento é indicada pelo fumo mas não
pelo cata-vento; a superfície do mar é como um espelho.
|
2
|
Vento fraco
|
6 - 11
|
Sente-se o vento no rosto; as folhas agitam-se; o cata-vento move-se.
|
3
|
Vento bonançoso
|
12 - 19
|
Folhas e pequenos ramos agitam-se; bandeiras
ondulam.
|
4
|
Vento moderado
|
20 - 29
|
Levanta poeira; os troncos pequenos agitam-se.
|
5
|
Vento fresco
|
30 - 39
|
As árvores pequenas abanam; pequenas cristas de ondulação
nos lagos.
|
6
|
Vento muito fresco
|
40 - 50
|
Os troncos grossos abanam; o vento assobia nos fios de telefone; ondas
moderadas a grandes no oceano, com carneirinhos.
|
7
|
Vento forte
|
51 - 61
|
As árvores inteiras abanam.
|
8
|
Vento muito forte
|
62 - 74
|
Arranca ramos pequenos das árvores.
|
9
|
Vento tempestuoso
|
75 - 87
|
Ligeiros danos na estrutura das casas; ondas altas
no oceano, com espuma e neblina abundantes.
|
10
|
Temporal
|
88 - 100
|
Árvores arrancadas; danos consideráveis nas estruturas das casas.
|
11
|
Temporal desfeito
|
101 - 116
|
Danos generalizados.
|
12
|
Furacão
|
> 116
|
Devastações; ondas muito altas no oceano; mar encapelado, completamente
branco e coberto com neblina e espuma e visibilidade baixa.
|
II.1.1. ACÇÃO
EROSIVA DO VENTO
Dos agentes geológicos que atuam na litosfera, o vento é o que apresenta
menor poder erosivo. Esta capacidade reduzida deve-se ao facto de o vento só
poder deslocar partículas pequenas, e em geral, a poucos centímetros do solo.
A ação erosiva do vento é máxima nas zonas desérticas, secas e de escassa
vegetação. A acção modeladora do vento, resulta da sua tríplice acção
geológica: erosão, transporte e sedimentação.
A velocidade do vento pode variar de uma simples brisa, com velocidade
muito baixa, até à velocidade dos ventos ciclónicos, que podem atingir entre
180 a 200 km/h.
A acção do vento difere da acção modeladora da água em dois aspectos
fundamentais:
Ø O vento é
muito menos denso e duro que a água e somente pode erodir sedimentos finos;
Ø Geralmente
não se encontra confinado em canais como a água, podendo assim actuar em áreas
muito alargadas.
A acção erosiva do vento é
facilitada pelo efeito abrasivo das partículas que transporta. Esta acção
faz-se sentir em regiões onde existem materiais detríticos soltos que se
incorporam em correntes de ar, aumentando a sua capacidade erosiva e,
manifesta-se fundamentalmente em dois processos: Deflação e Corrasão.
Deflação
A deflação é a acção directa do vento sobre as rochas, retirando delas as
partículas soltas.
A deflação tem como efeito, a formação de grandes depressões que, ao
atingirem o nível do lençol subterrâneo, formam-se lagos desérticos, podendo
desenvolver-se vegetação, constituindo um Oásis. A deflação verifica-se fundamentalmente em
regiões onde ocorre a desnudação (remoção) da camada protectora das ervas e
plantas pela acção do homem e dos animais.
Porém na maior parte das vezes, os fragmentos maiores não transportáveis,
acumulam-se como resíduo de deflação, formando frequentemente uma espécie de
pavimento de fragmentos maiores – pavimentos desérticos (desertos pedregosos) ou o nome árabe de reg.
Corrasão
A corrasão é o ataque do vento carregado de partículas em suspensão,
desgastando não só as rochas como as próprias partículas. É um fenómeno produzido
pelo impacto das partículas de areia transportadas pelos ventos contra a superfície
das rochas, polindo-as.
Os detritos maiores são sujeitos a esta acção abrasiva pelos elementos
mais finos arrastados pelo vento, acabando por ficar facetados – ventifactos. O
impacto dos grãos entre si, bem como contra as rochas, produz o desgaste,
resultando em um alto grau de arredondamento e uma superfície fosca dos grãos que
caracteriza o arenito de ambiente eólico.
Pode ocorrer forte corrasão associada à deflação, esculpindo nas rochas
formas ruiniformes e outras feições típicas de regiões desérticas e outras
assoladas por fortes ventos.
Transporte eólico
O material transportado depende da velocidade e do tamanho das
partículas. Pode ser efectuado por suspensão, rolamento ou saltação.
Sob o efeito do vento, os grãos menores (com cerca de 0,125 mm de diâmetro)
sobem e são transportados a distâncias razoáveis, dependendo da velocidade do vento.
Alguns grãos médios sobem um pouco e logo descem, sendo transportados aos saltos,
de acordo com as rajadas de vento. Os grãos maiores não chegam a sair do solo, deslocando-se
apenas por rolamento por curtas distâncias. Dessa forma o material sofre uma selecção
em seu transporte, o que ocasiona depósitos segundo o tamanho das partículas
Acumulação/deposição
eólica
Quando a velocidade do vento (carregado de partículas) diminui, seu poder
de transporte se reduz, tendo início a deposição a partir dos grãos mais grosseiros
para os mais finos. Enquanto a areia deposita-se após um transporte pequeno, a
poeira fina pode sofre um transporte superior a 2000 km.
Abrasão
Processo erosivo ou de desgaste de rochas pelo impacto e/ou
atrito/fricção de partículas ou fragmentos carregados por correntes eólicas,
glaciais, fluviais, marinhas, de turbidez, pelo vai e vem de ondas.
II.1.1.1. TIPOS DE
VENTOS
Os ventos são os fluxos de correntes de ar numa direção principal. Os
ventos se formam pela movimentação de correntes de ar numa direção
predominante. Os ventos classificam-se de acordo com a pressão, temperatura e a
velocidade da corrente de ar:
1. Brisa: Vento
muito fraco com menos de 20 km por hora. Para as embarcações à vela a brisa é
sinal de calmaria.
2. Ventos fracos,
moderados e fortes: A partir de 20km/h, as correntes de ar em
movimento passam a se chamar vento. Esses ventos favorecem o deslocamento das
embarcações à vela.
3. Tempestades: Ventos
com velocidade acima de 45 km/h estão associados à chuvas fortes, raios,
relâmpagos. Em geral, tempestades duram menos de 2 horas.
4. Furacões: Chamados
também de tufões ou ciclones são ventos giratórios fortes com velocidade de
mais de 90 km/h que se formam nos oceanos tropicais. O poder de destruição dos
furacões é enorme porque suas dimensões são grandes e eles duram vários dias.
5. Tornados: São o
fenômeno mais destrutivo da atmosfera, chegam a atingir 500 km/h, também são
ventos giratórios com forma de funil e têm curta duração. Quando ocorrem no mar
chamam-se tromba d’água.
II.2. DEPÓSITOS EÓLICOS
Nas zonas do litoral e em desertos onde a areia é abundante, a acção
modeladora do vento manifesta-se de várias maneiras, incluindo o transporte e a
deposição dos sedimentos. O transporte dos sedimentos pelo vento é realizado
por arrastamento (deslizamento, saltação e suspensão), dependendo da sua
granulométria.
As areias eólicas adquirem formas arredondadas bastante perfeitas mas, apresentam-se
despolidas, devido aos sucessivos choques entre si com os obstáculos, durante o
processo de transporte, características estas que as permite distingui-las das
areias do tipo fluvial, que são polidas e de tamanho variável. As principais
formas de deposição das areias eólicas são as dunas, marés de areias e os
depósitos loess.
Dunas
Quando a energia do vento não é suficiente para realizar transporte, as
areias depositam-se constituindo as dunas. Existem duas grandes classificações
das dunas: uma considerando seu aspecto como parte do relevo (morfologia) e a
outra considerando a forma pela qual os grãos de areia se dispõem em seu
interior (estrutura interna).
Existem três factores que determinam a morfologia de uma duna: a
velocidade e a variação do rumo do vento predominante, as características da
superfície percorrida pelas areias transportadas pelo vento e a quantidade de
areia disponível para a formação das dunas. Quanto a morfologia (local de
acumulação), as dunas podem ser litorais ou desérticas.
As dunas litorais formam-se a partir de grandes superfícies
arenosas, onde os ventos dominantes sopram do lado do mar, desde que a areia
possa ficar a seco e não haja obstáculos importantes no relevo. Estas dunas podem
ocupar grandes extensões paralelas à costa, constituindo cordões que se
deslocam para o interior a velocidades variáveis, podendo atingir em média 25
metros por ano, e fixarem-se pela acção da vegetação.
Nas dunas desérticas as formas mais comuns são: dunas
transversais, longitudinais, barcanas, parabólicas e estrelas.
A formação das dunas transversais
é condicionada por ventos muito frequentes e de direcção constante, bem como
pelo suprimento contínuo e abundante de areia para a sua construção. A
denominação transversal, provém da sua orientação perpendicular ao sentido
preferencial do vento. O conjunto destas dunas em desertos costuma formar os
chamados marés de areias.
As dunas longitudinais ou dunas
seif em árabe, formam-se em regiões com abundante fornecimento de areia e
ventos fortes e de sentido constante no ambiente desértico ou em campos de
dunas litorâneas. Podem atingir dezenas de quilómetros de comprimento e cerca
de 200 metros de altura.
As dunas barcanas
desenvolvem-se em ambientes de ventos moderados e fornecimento de areia
limitado. Como resultado, este tipo de duna assume a forma de meia-lua ou lua
crescente com suas extremidades voltadas no mesmo sentido do vento.
As dunas parabólicas formam-se
em regiões de ventos fortes e constantes com suprimento de areia superior ao
das áreas de barcanas. São praticamente semelhantes as dunas barcanas embora
tenham uma diferença sua curvatura que é mais fechada, assemelhando-se ao U.
A formação das dunas estrela
esta directamente relacionada à existência de areia abundante e a ventos de
intensidade e velocidade constantes mas, com frequentes variações na sua
direcção, assemelhando-se a uma estrela.
A classificação baseada na estrutura interna das dunas leva em
consideração a sua dinâmica de formação, sendo reconhecidos dois tipos: dunas
estacionárias e dunas migratórias.
Na construção das dunas
estacionárias, os grãos de areia vão se agrupando de acordo com o sentido
preferencial do vento, formando acumulações geralmente assimétricas, que podem
atingir varias centenas de metros de altura e muitos quilómetros de
comprimento. A parte da duna que recebe o vento (barlavento) possui inclinação
baixa de 5º a 15º normalmente, enquanto a outra face (sotavento), protegida do
vento é bem mais íngreme, com inclinação de 20º a 35º.
Nas dunas migratórias, a
semelhança das dunas estacionárias, o transporte dos grãos de areia segue
inicialmente o ângulo do barlavento, depositando-se em seguida, no sotavento
onde há forte turbulência. Desta forma, os grãos na base do barlavento migram
pelo perfil da duna até ao sotavento.
De salientar que a formação dos desertos tem como factor preponderante, a
falta de chuva. O Sara e o Kalahari em África, e o grande deserto australiano,
são os lugares mais secos da terra e onde as temperaturas e pressões são
bastante elevadas. A desertificação pode ocorrer devido a mudanças climáticas
ou mesmo pela acção do homem.