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Analisar e descrever as formas, os mecanismo, as funções, estruturas e condicionantes leva a um estudo mais profundo da evolução terrestre, a priori, a fim de explicar a origem dos continentes pela teoria da tectônica de placas, posteriormente o arcabouço geológico atual e a dinâmica que mantém os processos formadores e as formas em equilíbrio dinâmico ou em não-equilíbrio no presente.

Este capítulo objetiva explicar a influência da dinâmica da crosta terrestre e os processos endogenéticos e exogenéticos na gênese e modelagem intraplacas tectônicas, a formação do embasamento cristalino e a dinâmica erosiva, remodelando as áreas costeiras bem como formando as planícies costeiras com as dinâmicas atuais e puntuais das fases de transgressão e regressão marinhas.

Os aspectos geomorfológicos na região costeira estão diretamente atrelados às variações climáticas, bem como às variações relativas de níveis do mar, além da neotectônica ou geotectônica (SUMMERFIELD, 1999) e ainda aos processos de intemperismo físico-químicos. Esses processos costumam ser generalizados como exógenos, os quais estão diretamente relacionados às variações climáticas e, conseqüentemente, às mudanças de temperatura e umidade. Os processos endógenos, que resultam de forças do interior da crosta terrestre, provocam soerguimentos e abatimento de blocos de falhas, bem como podem provocar intensificação das variações químicas e físicas no substrato litoestrutural.

Para ilustrar as características do arcabouço geológico-geomorfológico bem como a apresentação dos aspectos naturais que contribuíram e contribuem para a manutenção e gênese das formas que estão representadas em mapas, procura-se mostrar a distribuição desses elementos e o que apresentam como resultado nas diversas paisagens e fatos geomorfológicos encontrados na área costeira.

A tectônica de placas, também chamada de tectônica global, pode ser uma maneira de se apreender sobre o início dos mecanismos, processos, estruturas, formas e funções dos elementos que foram moldados e que culminaram nas paisagens atuais. A análise das formas desses elementos torna possível a verificação de processos pretéritos e

dos resultados que sucederam a gênese da formação terrestre, sobretudo nas áreas representativas deste estudo, situadas nas zonas intraplacas, ou seja, na área costeira.

Discorrer sobre tectônica de placas nos remete diretamente à composição da crosta terrestre e das forças ali atuantes. De maneira geral, as forças advindas do interior da terra, da movimentação do manto e das trocas de calor que são geradas pela movimentação e mudanças dos elementos químicos e que provocam diferenças de pressão geram forças e correntes internas que movimentam as placas litosféricas (ou placas tectônicas).

Assim sendo, julga-se o conhecimento da sua dinâmica de irrefragável importância para o entendimento da formação do relevo costeiro atual, sem, contudo, perder o enfoque principal, que está diretamente ligado ao resultado da gênese, da formação e da constituição de materiais que representarão as variedades de fragilidade ambiental ao longo das planícies costeiras no litoral norte e litoral centro sul do estado de São Paulo.

As movimentações de correntes do manto no interior da Terra fazem com que ocorram movimentações da crosta terrestre, a qual pode ser dividida em crosta terrestre e crosta oceânica, subdivididas em placas tectônicas, que se movimentam com os impulsos provocados pelas correntes do manto, o que resulta em deriva dos continentes.

A teoria da deriva dos continentes, proposta por Wegener (1912 Mello et al 2004) veio a se comprovar cientificamente baseada na teoria da isostasia de Pratt, segundo a qual os continentes, por serem mais leves, flutuavam sobre o fundo oceânico. Embora apresentasse fundamentação de campo, a teoria não era plenamente aceita por causa da falta de explicação como se processa a deriva, o que somente veio a acontecer no início da década de 1960, quando foi proposta a teoria da expansão dos fundos oceânicos.

Com a teoria da expansão dos fundos oceânicos, verificou-se que não somente os continentes se movem, mas também os fundos oceânicos e esse movimento envolve a parte rígida do topo do manto. A parte rígida externa da Terra, que inclui as crostas oceânicas, transicionais e continentais mais a parte rígida do manto superior, passou a ser denominada de litosfera, sobre a qual se constatou que está segmentada em pedaços, denominados placas. Dessa forma, a teoria da deriva continental passou a ser denominada de teoria da tectônica das placas litosféricas, ou, simplesmente, teoria da tectônica de

placas, a qual já está sendo chamada de nova tectônica global ou tectônica global.

A importância da apresentação desses conceitos está na herança genética que as linhas de costa apresentam nos dias atuais e nos permite chegar a interpretações sobre essas

movimentações crustais, que, embora quase imperceptíveis ao olhar humano, pela escala de tempo, são tão importantes na gênese terrestre e nas configurações das linhas de costa atuais.

De acordo com Mello et al (2004), grande parte dos modelos de forças balanceadas indicam que a força de tração da terra é uma das mais importantes que controlam a cinemática das placas litosféricas. A força de arrasto do manto, por exemplo, é importante apenas em nível local, especialmente como uma resistência à movimentação da litosfera continental.

Segundo Mello et al (2004), o movimento absoluto das placas, sua cinemática e os mecanismos que os governam são ainda problemas em aberto na comunidade científica. Entretanto, estudos realizados mostraram que o interior das placas litosféricas é ativo tectonicamente, tanto na sua porção continental como na oceânica. Esse tectonismo, que resulta das tensões intraplaca, é evidenciado pela sismicidade e pelos falhamentos observados no interior das placas.

Um fato importante a ser considerado é a corrente de convecção que é gerada pela constante movimentação do manto astenosférico terrestre e que transfere calor do núcleo terrestre para a superfície, como o calor liberado por meio de vulcanismos nas cordilheiras mesoceânicas. Além disso, as placas litosféricas, quando consumidas nas fossas oceânicas, representam um corpo frio descendente das placas litosféricas (MELLO et al, 2004).

Outro foco de transferência de calor importante são os chamados pontos quentes (hot spots), que dão origem a fusões parciais do manto adjacente e geram vulcanismos que formam ilhas e montes submarinos. Esses pontos quentes possivelmente formaram os primeiros vulcanismos e povocaram os soerguimentos na crosta que deram origem a movimentação das placas, o que ofereceu subsídios à teoria da tectônica de placas.

De acordo com Mackenzie (1984, apud, Gontijo 1999), o principal processo de formação de hot spot com abrangência lateral superior, ou mais de 2.000 quilômetros, é o

underplating, responsável pelo soerguimento epirogenético das vastas áreas continentais.

Seria uma resposta isostática ao espessamento crustal, resultante da introdução de grandes quantidades de magma básico nas porções inferiores da crosta. Assim, os grandes escarpamentos em regiões de margem passiva associariam-se a tal processo.

A partir dos anos 50, estudo sobre paleomagnetismo revelaram que as antigas posições dos pólos magnéticos haviam mudado em relação aos continentes e que, portanto, uma provável explicação para estas mudanças estaria relacionada a deriva dos continentes. Paralelamente, com a intensificação das pesquisas do fundo

oceânico mostrou-se que as cordilheiras mesoceânicas eram bastante contínuas, praticamente isentas de cobertura sedimentar e apresentando um notável paralelismo com a borda dos continentes no Oceano Atlântico. Mostram-se também que as bacias oceânicas eram cobertas por apenas alguns quilômetros de sedimentos e logo, mais jovens do que se imaginava anteriormente. Estas e outras descobertas, incluindo a linearidade das anomalias magnéticas nas bacias oceânicas, tornaram-se evidências importantes no sentido de reavivarem as discussões sobre a deriva continental, levando a formulação do conceito da expansão do fundo oceânico e pouco mais tarde a fundamentação da teoria da tectônica de placas (MELLO et al, 2004, p. 54).

Acrescenta-se ainda a presença de Ilhas da Costa, que possui rochas vulcânicas no seu substrato rochoso, bem como a própria costa apresenta rochas intrusivas que sustentam paredões rochosos, como trechos da Serra do Mar e a Ilha Bela.

Observa-se que no Permiano (225 Ma) havia um continente principal denominado de Pangea. Essa concepção de compartimentação é baseada na teoria de Wegener.

Figura 26. Fragmentação do Pangea Fonte: CPRM (2007).

A figura 26 representa a fragmentação do Pangea, dando origem aos continentes Eurásia e Gondwana, há 225 milhões de anos. A partir daí, o Gondwana e a Eurásia se fragmentaram e começou a migração continental, com o afastamento da América do continente africano.

Summerfield (1999), em estudo sobre a evolução morfotectônica, faz uma comparação entre a margem continental passiva brasileira e a africana após a separação

dos continentes e destaca que a feição significante da batimetria do Atlântico sul ao largo do sudeste, o Arco de Ponta Grossa, possui plataforma continental rasa, bem como o lado oposto na costa africana. Com base em dados de fissão e quebra, indica que existe substancial denudação que atravessa as margens da África e da América do Sul desde a quebra da Gondwana.

Os geossinclínios brasilianos, no final do Pré-Cambriano, apresentavam-se colmatados por sedimentos predominantemente carbonáticos, o que denota que as áreas- fonte apresentavam-se já bastante rebaixadas, e havia calma tectônica nas áreas de deposição (figura 27). Essa sedimentação carbonática estendia-se também sobre grandes áreas das plataformas do Congo, São Francisco e Guaporé (figura 27). As unidades assim formadas foram pouco afetadas pelos dobramentos e processos térmicos associados; por isso, hoje elas apresentam metamorfismo quase nulo e altitudes suborizontais.

Almeida (1992) destaca que, no início do Fanerozóico, ocorreu, na plataforma afro- brasileira, o último episódio tecto-orogênico, que provocou a inversão dos geossinclíneos e produziu extensas faixas de dobramentos brasilianos e baikalianos. Essa movimentação provocou o rejuvenescimento radiométrico e a migmatização de grandes áreas do embasamento transamazônico e do eburdiano, sobretudo, ao longo das costas leste e nordeste do Brasil, e oeste da África.

Em conseqüência da inversão dos geossinclíneos, a sedimentação que se seguiu apresenta caráter predominantemente geocrático, representado por sedimentos imaturos, arcósicos, grauvaques e espessos conglomerados com intercalações freqüentes de rochas piroclásticas de ácidas a ocasionalmente basaltos. Essa sedimentação, segundo Almeida (1969b), caracteriza a transição do estágio de paraplataforma para o de ortoplataforma.

Figura 27. Evolução tectônica esquemática das margens continentais do Brasil orientale África ocidental

Fonte: ALMEIDA (1969b).

Considera-se importante destacar a constatação de Cox (1989, apud Gontijo 1998) de um hot spot, tanto no sul-sudeste do Brasil quanto na Namíbia e em Angola, cujo soerguimento da superfície teria ocorrido pela atuação da pluma mantélica. Sobre essa superfície arqueada, correspondente à Serra do Mar, no lado brasileiro, e o grande

escarpamento do sudoeste africano (Cape-Angola), teria se desenvolvido uma drenagem com padrão dômico (fig. 28) .Semelhança com esse padrão de drenagem foi observada nas províncias Decan (Índia) e Daroo (leste da África).

Figura 28. Drenagem com padrão dômico Fonte: Gontijo (1999).

Com relação a essa forma da drenagem em padrão dômico, existe uma hipótese de que seria um astroblema causado pela queda de um meteoro no trecho onde se localiza esse fenômeno hidrográfico.

A evolução dessa tectônica distensiva gerou um alto que atuou como área-fonte de sedimentos para a bacia do Paraná, no lado brasileiro (FÚLFARO et al, 1982; ZALAN et

al, 1991) possibilitou manifestação de ativo magmatismo toleítico e alcalino, entre o

Cretáceo Inferior e o Paleoceno (AMARAL et al, 1967; HERZ, 1977), a instalação e desenvolvimento da bacia de Santos e de pequenas bacias continentais (ALMEIDA, 1976; ASMUS & FERRARI, 1978; HASUI et al, 1978; 1982; 1989; MELLO et al, 1985ab; RICCOMINI, 1989; HASUI et al, 1990, apud GONTIJO, 1998). Além da ascensão das Serra do Mar e da Mantiqueira (ALMEIDA, 1976). Em paralelo, o rifte inicial evoluiu primeiro para um golfo protoceânico e depois para o estágio de oceânico franco, abrindo-se como Oceano Atlântico.

Essa observação se fundamenta nas idéias concernentes à existência das superfícies de erosão nessas áreas e também à reconstrução histórica da paisagem que sobre os dados de elevação e mudança de nível de base refletidos nas superfícies de erosão

presentes na paisagem moderna. Essa mensagem-chave que está aqui, em geral, é mais adequada para estabelecer as causas das variações em taxas de denudação nas paisagens, especialmente para diagnosticar a quantidade e adaptação do soerguimento tectônico com base na correlação das superfícies de erosão remanescentes.

Entre os principais aspectos geológicos atuais da região costeira, destaca-se que a margem continental sul-atlântica sofreu algumas reativações após a separação dos continentes americano e africano. Essas reativações foram traduzidas, sobre os continentes, por numerosos eventos, tais como o soerguimento da Serra do Mar, a formação das bacias tectônicas do Paraíba do Sul e da Guanabara e na área submarina pela subsidência da bacia de Santos (ALMEIDA, 1976).

Almeida & Carneiro (1998) concluíram que a Serra do Mar surgiu inicialmente na área da plataforma continental por efeito do soerguimento do bloco continental da Falha de Santos e do abatimento oriental. A posição atual da Serra do Mar, que não apresenta evidências de ter sido resultado de importantes falhamentos neotectônicos ocorridos em seu sítio atual, é decorrente da erosão regressiva.

Durante o Aptiano, teve início o desenvolvimento da bacia de Santos, com a invasão do mar no rift original, o que teria ocasionado a deposição de grande espessura de evaporitos sobre a lava basáltica do Cretáceo Inferior. Durante o Senoniano, a bacia de Santos, em subsidência progressiva, acumulou sedimentos detríticos originários da erosão da Serra do Mar. Essa subsidência teria prosseguido até o Plioceno-Pleistoceno com grande acúmulo de sedimentos na bacia e reflexos sobre o continente (TESSLER, 1988).

Estudos relacionados à evolução de bacias sedimentares que objetivam quantificar e correlacionar a espessura do pacote sedimentar com a taxa de erosão das bordas continentais adjacente, foram de extrema importância para a retomada dos estudos geomorfológicos em escala continental. Por isso, grande parte das investigações atuais sobre a evolução do relevo intraplaca é calcada na compreensão dos processos de rifteamento e na formação de margens continentais passivas, com base em taxas de soerguimento e na alteração dos níveis de base (VALADÃO, 1998, apud GONTIJO, 1999).

A costa brasileira possui margem continental passiva, onde dois fatores geram tensões locais, que interagem com as regionais. O primeiro considera-se como o contraste entre a crosta continental e a oceânica, o que acarreta o espalhamento da borda continental; o segundo é o flexuramento da litosfera por causa da carga de sedimentos das bacias

marginais. Tais fatores gerariam distensão na área emersa e compressão na submersa. As variadas topografias poderiam também gerar forças de flutuação locais, associadas a um aumento da tensão vertical. As tensões locais interagem com as regionais, produzindo rotação e/ou variação de intensidade no campo regional, que implicam novas configurações da geomorfologia nas costas.

Diante do exposto, há que se considerar que todas as mudanças ocorridas na manutenção e na gênese da paisagem estão diretamente relacionadas aos movimentos internos da crosta terrestre, que se traduzem em processos endogenéticos, bem como nos processos externos, ou que atuam na interface crosta/atmosfera, que são os processos exógenos, influenciados, sobretudo, pelas variações climáticas. Assim, enfatiza-se a importância do clima nas mudanças ocorridas no modelado terrestre, bem como nas variações do nível do mar que alteram as formas costeiras.