1- Introdução
Sistemas
deposicionais eólicos são domínios fisiogeográficos de sedimentação em que o
vento é o principal agente geológico. Um
aspecto fundamental destes sistemas é que o nível de base de erosão é definido
pela superfície freática, abaixo da qual o vento não tem capacidade de remover
partículas. Assim, quanto mais profundo
o nível freático, mais suscetível de erosão eólica encontra-se o terreno,
especialmente se a cobertura vegetal for insuficiente para reduzir a atuação do
vento.
Esta é a principal razão pela qual os
sistemas deposicionais eólicos são caracterisados de desertos semi-áridos a
hiper-aridos, macroambientes climáticos em que a precipitação anual e menor que
500 mm. Nestes macroambientes, as chuvas são ocasionais e torrenciais,
alternadas com períodos de até mais de 12 meses consecutivos sem precipitação.
Erosão, transporte e deposição de partículas
através da ação do vento são processos inerentes aos desertos. As acumulações
de areia resultantes denominam-se ergs (desertos
arenosos) ou mares de areia (sand ergs),
cujas espessuras são bastante variáveis, podendo atingir centenas de metros,
como nos desertos do Saara, da Namíbia e de Gobi.
As partículas mais finas (silte e argila) são
carreadas até altitudes de vários milhares de metros, de onde podem ser transportadas por milhares de
quilômetros para fora do domínio do ambiente desértico, decantando onde as
correntes atmosféricas perdem energia. Muito do sedimento removido do deserto
do Saara por “tempestades de areia”, por exemplo, após ser carreado para oeste
por correntes atmosféricas, deposita-se no Oceano Atlântico. A decantação de partículas finas em domínios continentais
dá origem aos depósitos de loess,que
são constituídos predominantes pela fração síltico-argilosa.
Devido á remoção de partículas de solo e
sedimentos, muitas áreas desérticas são essencialmente rochosas (desertos
rochosos). Outras têm a superfície cobertos de grãos de granulação cascalho
transportados por enxurradas, mas não pelo vento (desertos pedregosos ou regs). Nestes grãos, são comuns formas
facetadas e microcrateras produzidas pelo impacto subaéreo de areia
(ventifactos). Além disso, no ambiente
desértico coexistem vários outros sistemas deposicionais tais como leques
aluviais, planícies fluviais efêmeras (oueds ou wadis) e lagos intermitente
(playas).
Por isso, os ergs ocupam apenas 20% da área total dos
desertos modernos. Sua distribuição, porém, é muito variável de região para
região. Nos grandes desertos da África, da Arábia, da Ásia e da Austrália, do ergs totalizam área correspondente a
aproximadamente a metade da zona de clima árido. Já nos desertos da América,
sua respresentatividade em relação à zona árida é de menos que 1% (Lancaster,
1995).
A maioria dos desertos concentra-se em
cinturões de baixa latitude (20 a 30º), em torno dos trópicos de Câncer e
Taklamakan, na China, ocorrem em latitudes médias no interior de grandes
continentes, distantes do suprimento de umidade derivada do oceano.
(figura 3 – Localização das
regiões de clima árido, onde se encontra os principais desertos atuais)
Apesar dos processos eólicos serem mais
expressivos em desertos, o vento atua também como importante agente geológico
nas áreas costeiras através de correntes atmosféricas derivadas do constante de
calor específico e do aquecimento diferencial entre áreas emersas e oceanos.
Sistemas deposicionais eólicos têm expressão morfológica importante em diversas
regiões costeiras, especialmente naquelas onde há conjugação de fatores que
favoreçam o grande suprimento de areia , trazida por rios e correntes
litorâneas induzidas por ondas ou marés. O escasso desenvolvimento de vegetação
e a exposição intermitente poré, repetida dos sedimentos arenosos na zona
intermarés permite que o vento possa ser aí bastante atuante, mesmo sob
condições climáticas úmidas.
Conforme sua morfologia, as acumulações de
areia existentes nos sistemas eólicos compreendem dois tipos básicos: lençóis
de areia (sand sheets) e campos de dunas (dune fields). A classificação
morfológica maior das acumulações eólicas remete assim ao conceito de duna
eólica. No seu sentido mais amplo, dunas eólicas são formas de leito onduladas,
quase sempre assimétricas, produzidas pelo transporte e deposição de partículas
pelo vento. A assimetria caracteriza-se por inclinação maior no lado sotavento
(Lee side ou downwind) que no lado barlavento (stoss side ou upwind). O
conceito de duna possui um significado implícito quanto à hierarquia de tamanho
de formas de leito eólicas, segundo o qual dunas são maiores e portanto
passíveis de superposição por ondulas (sinônimos: microondulações ou marcas
onduladas; em inglês, ripples), estas com comprimentos de onda
predominantemente centimétricos a dessimétricos. No sentido mais escrito, dunas
são formas onduladas desta hierarquia altas e íngremes o bastante para
desenvolver avalanchas de areia no flanco de sotavento. Formam-se assim, na
parte superior do lado sotavento, as faces de avalancha (slipfaces). Neste
sentido, às formas submétricas a métricas sem face de avalancha pode-se
reservar o uso dos termos megaripples (Taira & Scholle, 1979). É no
contexto de tamanho de formas de leito, em grau hierárquico superior a duna,
que se situa também o conceito de draa (Wilson, 1972).
Os lençóis de areia (termo já utilizado por
Bagnold, 1941) são massas de areia eólica em movimento, com superfície de
relevo negligenciável, isto é, superimposição de dunas com faces de avalancha.
Nos desertos, ocorrem geralmente às margens dos campos de dunas, embora ambos
os tipos de depósitos possam existir independentemente (Kocurek & Nielson,
1986, Schwan, 1988). O relevo plano dos lençóis de areia nas áreas quentes da
América do Norte é atribuído por Kocurek &Nielson (1986) a um ou mais
dentre cinco fatores capazes de obstruir a formação de dunas eólicas:
granulação grossa (areia grossa e cascalho), cimentação superficial, nível de
água elevado, enchentes periódicas e cobertura vegetal. A estrutura sedimentar
mais comum dos depósitos de lençol eólico, assim como a qualquer outro tipo de
depósito em lençol, é a estratificação plana, de baixo ângulo (menor que 15°).
Nesta estratificação, a alternância
marcada de granulometria é aspecto frequente, sendo a fração mais grossa
(até grânulos) geralmente relacionada ao transporte por rolamento em protodunas
dômicas ou na forma de cordões lineares transversais ao vento (Schwan, 1988;
Lancaster, 1995), estes últimos também conhecidos como zibars. A identificação
segura da origem eólica de depósitos dominados por este tipo de estratificação
depende do reconhecimento de marcas onduladas características de ação do vento
(Kocurek & Nielson, 1986), isto é, aplainadas e com cristas bifurcadas
(item 5.2.1).
Campos de dunas são grandes massas
individuais de áreas em movimento, constituídas de dunas eólicas simples e/ou
compostas, cavalgantes ou coalescentes, entre as quais podem existir áreas
Interdunas. Em ergs, as dunas tipicamente não possuem cobertura vegetal. Já em
áreas costeiras úmidas, onde existe a possibilidade de dunas vegetadas,
utiliza-se o termo campo de dunas móveis, para referir-se especificamente aos
grandes campos de dunas que a presença de vegetação é irrelevante do ponto de
vista da sedimentação. No Brasil, têm-se vários exemplos, principalmente na
costa das regiões sul e nordeste, com destaque para os Lençóis Maranhenses.
Quando oblíquos á costa, os campos de dunas móveis avançam continentes adentro,
recebendo então o nome de campos de dunas transgressivos.
Os campos de dunas podem ser subdivididos em
dunas e interdunas.
Face á enorme abrangência da definição de
duna eólica (apresentada na introdução do item 2), existem diversas propostas
para sua nomenclatura e classificação, em muitos casos com denominações
conflitantes, o que ficou evidenciado na revisão terminológica apresentada por
Breed&Grow (1979). O esquema adotado por McKee (1979), baseado na
morfologia observada em sensores remotos, é um dos mais usados ainda hoje,
embora misture aspectos direcionais (transversal), azimutais (reversa),
geométricos (linear, parabólica) e genéticos (blowout). A rigor, tanto o tipo A
da figura 3, designado ‘’ transversal ’’, como B e C possuem eixo maior
transversal ao vento efetivo. O tipo A é tão ou mais linear do que D, estando a
diferença entre eles na orientação da crista em relação ao vento efetivo. A
geometria parabólica também não é exclusiva do tipo assim designado (G),
podendo ocorrer, com menor relação comprimento/largura, no tipo H. A passagem
entre A e B é transicional, sendo os dois tipos referidos em conjunto como
cordões crescênticos.
Os tipos de dunas mais universais, isto é,
com ocorrência tanto em desertos como em áreas costeiras úmidas, são as de
orientação transversal ao sentido de fluxo eólico principal: transversais sensu
stricto (figura 3A ), barcanóides
(figura 3 B) e barcanas (figura 3 C). A geometria da crista nestas dunas
aumenta de sinuosidade das dunas transversais para as barcanas isoladas ou
lateralmente coalescidas (barcanóides). As dunas transversais sãomegaformas
eólicas de crista e perfil
de sotavento aproximadamente retilíneos, com orientação, ortogonal ao vento
efetivo, pouco variável ao longo da sua extensão. Direções de vento diferentes
da modal seriam predominantemente a ela perpendicular o que contribuiria para
manter a linearidade da crista e da face sotavento. Cadeias barcanóides e barcanas
são formas de leito eólicas influenciadas por pequenos desvios do vento em
relação ao azimute principal. Estes desvios são supostamente os responsáveis
pelo desenvolvimento de ‘’elementos
longitudinais’’ (Brookfield, 1977) ou ‘’ extensões lineares’’, (Martinho et
al., 2004), projeções ou cúspides que caracterizam a geometria em plana das
cadeias barcanóides e que possuem orientação grosso moto coincidente com a dos
ventos mais efetivos. Nos grandes mares de areia da África, cadeias barcanóides
com desenvolvimento proeminente de extensões lineares são denominadas aklé (Collinson&
Thompson, 1982).
Dunas alongadas, com duas direções de faces
de avalancha alternadas ao longo de seu comprimento, são designadas seif, ‘’
lineares’’ ou ‘’longitudenais’’. Embora consagrados, os termos entre aspas
guardam imprecisões: esta forma não é de avalancha corresponde certa
sinuosidade na crista; nem é meramente longitudinal, uma vez que o dois rumo de
vento atuante na formação das faces de avalancha corresponde certas sinuosidade
na crista; nem é meramente longitudinal, uma vez que os
dois rumos de vento atuantes na formação das faces de avalancha podem possuir
ângulo de mais de 15° em relação à crista. São exclusivas de ergs, ocorrendo,
por exemplo, nos desertos do Saara, da Arábia
Em ergs livres da influência direta da
vegetação e da interferência de sistemas deposicionais vizinhos (aluviais ou
costeiros, por exemplo), a geometria e as dimensões de formas de leito eólicas
estabelecem-se em equilíbrio com variáveis relativas à energia e orientação do
vento e ao volume e granulação do aporte sedimentar. A complexidade do regime
eólico mede-se pelo índice de variabilidade direcional do vento, que é a
relação entre a magnetude do vetor resultante de deriva eólica potencial e a
soma escalar total da mesma deriva em todas as direções da ação do vento. A
deriva eólica potencial (DEP), em dado azimute e intervalo de tempo, é
diretamente proporcional á frequência de ocorrência e ao quadrado da velocidade
do vento (Langsberg, 1956 apud
Goldosmith, 1978; Lettau & Lettau, 1975 apud
Fryberger, 1979). Com base nesse princípio, tem-se procurado inferir quais
são as formas de dunas ou draas estáveis sob diferentes condições combinadas
específicas de volume de sedimentos e complexidade ou variabilidade do regime
eólico (McKee, 1979; Wasson & Hyde, 1983; Lancaster, 1995; Pye & Tsoar,
1990). O volume, controlado pela relação aporte/energia ( ou influxo/ efluxo,
conforme item 3), é medido através da espessura equivalente de areia.
De acordo com os resultados obtidos por
aqueles autores, dunas e cordões crescênticos (cadeias barcanóides e dunas
lineares transversais), são características de regime eólico pouco complexo,
com índice de variabilidade superior a 0,5. Dentro desta categoria de dunas, o
aumento gradual de suprimento é capaz de converter barcanas em cordões
crescênticos simples e estes em cordões crescênticos superpostos (draas
compostos).
Cordões crescênticos formam-se índices de
variedade direcionais mais baixos (0,5 a 0,7) que barcanas (0,75 a 0,9). Os de
baixa sinuosidade, equivalentes às dunas transversais clássicas, seriam
favorecidos pela elevação do aporte relativo à energia (McKee, 1979; Giannini,
1993; Giannini & Santos, 1994).
As dunas seif
formam-se em porções do erg com relação suprimento/energia baixa e regime eólico
complexo (índice de variabilidade direcinal entre 0,15 e 0,4). Este regime
caracteriza-se pela alternância de dois ventos dominantes ligeiramente oblíquos
à crista, com até 120° de diferença de azimute, o que se reflete na atitude
espacial das faces de avalancha.
Formas de dunas podem se influenciadas ou
determinadas também por vegetação e interferência de sistemas deposicionais
vizinhos. No campo de dunas móveis que se estende de Santa Marta e Campo Bom
(Laguna e Jaguaruna, SC), a ocorrência exclusiva de dunas transversiveis junto
à praia é questão não somente de proximidade da área fonte, mas também da
linearização das interdunas por inundação via ondas de tempestade (Giannini,
1993; Giannini & Santos, 1994). Outro exemplo é dado pelos zibars, cuja formação
é condicionada pela presença de areia grossa, sob diferentes taxas de aporte
eólico. Já entre os depósitos eólicos determinados pela presença de residuias,
areias vegetadas,areias com estratificações cruzadas truncadas, areias maciças
com ou sem microondulações, depósitos lacustres e sabkhas ou playas. Os quatro
primeiros podem ser encontrados também nas planícies interdunas costeiras de
clima subúmudo, como as do Sul do Brasil ( Tomazelli, 1990; Giannini, 1993).
Uma das primeiras tentativas de abordar a
questão do tamanho das ondulações eólicas sob seu lado genético foi a de
Brookfield (1997), ao estender os princípios de hierarquia de formas de leito
subaquosas de Allen (1968) ao contexto eólico. Segundo estes princípios, formas de leito
eólicas menores de mesma hierarquia ou de hierarquia imediatamente superior. A
superposição de formas de leito eólicas de mesma hierarquia pressupõe o
entulhamento progressivo das superfícies aproximadamente planas que separam
ondulações vizinhas (superfícies inter0ôndulas, interdunas e interdraas, na
ordem crescente de hierarquia). A superposição de dunas leva à formação de
feições eólicas de dimensões maiores, e, seu conjunto genericamente denominado
draas (Wilson, 1972; Kocurek, 1981 e 1996) ou macroformas eólicas (Jackson,
1975). Desse modo, o balanço sedimentar entre as superfícies interdunas e as
dunas determinam um aspecto morfodinâmico essencial do erg: a formação e desenvolvimento de draas.
Formas de leito eólicas crescem enquanto não
for atingido o equilíbrio entre suas dimenssões e as condições de deriva eólica
potencial (item 4.1) e suprimento sedimentar (Wilson, 1972). Uma vez alcançado
este equilíbrio, e mantidas as mesmas condições, as formas passam apenas a
migrar. A falta de qualquer uma das condições impossibilita a permanência de
dunas ativas. Por outro lado, se ambas as condições forem satisfeitas, mas se o
suprimento for maior que a capacidade de deriva do vento a taxa de deposição
torna-se maior que a de migração das dunas e estas passam primeiro a entulhar
as planícies interdunas, transformando-se em depressões, e depois a empilhar-se
umas às outras nos fenômenos conhecidos como superposição (overlapping: McKee, 1982 e 1983; Rubin & Hunter, 1982; Short,
1988). Embora nem sempre explícita na leitura, uma distinção deve ser feita
entre estes dois termos, uma vez
admitida a conveniência de que o termo cavalgamento tenha aqui exatamente o
mesmo significado de quando utilizado na
descrição de marcas onduladas subaquosas e eólicas. Desse modo, enquanto a
superposição se aplica a formas de hierarquia distinta (por exemplo, dunas
sobre draas), o cavalgamento
refere-se especificamente a formas de leito de mesma hierarquia e geometria.
Reconhece-se ainda a possibilidade de haver coalescência ou fusão lateral de
formas de leito, como no caso de várias barcanas formando um cordão
crescêntico ou cadeia barcanóide.
De acordo com Lancaster (1998), draas são o resultado de interação de
dunas, formadas durante e após a individualização da macroforma. Dunas
coalescentes podem ser consideradas como formadora primaria do draa, cuja morfologia superficial é em
seguida modificada por dunas superpostas. A migração e cavalgamento destas
dunas estimulam o crescimento vertical do draa.
Segundo o mesmo autor, existe um tamanho relativo mínimo para que uma duna ou draa possa ser superposta por formas
menores, fato sugerido empiricamente por medidas em dunas de mesmo tipo e
região realizadas por Wilson (1972). Por outro lado, o espectro de dimensões de
dunas simples e superpostas, baseado em amostras de dados menos restritos, é contínuo. Isto
indica, de acordo com Lancaster (1998), que a transformação de uma duna em draa ocorra como simples questão de
tempo, desde que mantido um saldo positivo no aporte de areia. Uma vez formado
através deste processo, o draa pode
crescer em maior ou menos celocidade, em função de mecanismos de superposição e
cavalgamento de formas de leito, em especial os ocorridos no flanco de
sotavento. Segundo o autor, quanto maior o ângulo da superfície de
cavalgamento, mais rápido é o crescimento vertical do draa.
A partir dos trabalhos de MecKee (1979, 1982,
1983), pode-se reconhecer dois critérios para classificar os tipos de
superposição e/ou fusão de dunas (tipos de draas).
O primeiro critério é a morfologia das formas de leito individuais. De acordo
com este critéio, a superposição/fusão pode ser composta, quando produzida
entre dunas de mesmo tipo morfológico, ou complexa, quando gerada entre dunas
de tipos diferentes.
O segundo critério para classificar tipos de
fusão/superposição de dunas é a presença ou não de obstáculos fixos de qualquer
natureza, os quais funcionam como barreira natural ao vento efetivo, criando um
excesso localizado de suprimento sedimentar (McKee, 1982 e 1983). De acordo com
este critério, o primeiro tipo ocorre no lado barlavento de obstáculos fixos. O
segundo tipo, sem obstáculo, associa-se a um desequilíbrio quantitativo entre aporte de areia e
competência do vento e/ou à convergência ou interferência de ventos simultâneos
de direções diversas (McKee, 1982). Incluem-se, entre os exemplos de draas, as dunas estreladas (star dunes) no topo de cordões
longitudinais em áreas de regime eólico multidirecional (McKee, 1982), as
barcanas ligadas lateralmente compondo cadeias barcanóides longitudinais (Mckee
& Tibbits, 1964) ou travessias, as barcanas ou barcanóides empilhadas
sucessivamente resultando em draas
compostos com morfologia “em telha” (shingle
structure: McKee 1982 e 1983), as cadeias transversais lineares a
barcanóides sobre draas parabólicos
(Blarasin & Sánches, 1987; Short, 1988; Tomazelli, 1990; Giannini, 1993) e
o encavalamento de cordões transversais barcanóides, com redução da distancia
interdunas (McKee, 1982, 1983). Deve-se ressaltar que partes das dunas com
obstáculo fixo não se limita a superpor-se a depósitos eólicos ativos, em
migração, pois encobre o próprio anteparo fixo. Dunas com esta particularidade
já foram referidas por Bigarella (1975) no litoral catarinense sob a designação
de dunas de
captação. Depósitos eólicos nos flancos ou no topo de obstáculos fixos têm
sido também reconhecidos na Austrália, onde são denominados respectivamente sand ramps (Short, 1988) e Cliff-top dunes (Jannings, 1967) ou perched dunes (Semeniuk etal., 1989) termos que podem ser
traduzidos como rampas de areia, dunas de topo de escarpa e dunas empoleiradas,
respectivamente.
A
monotonia faciológica aparente dos sistemas deposicionais eólicos (Fisher,
1983) torna conveniente adotar uma perspectiva que realce suas grandes
descontinuidades físicas, como as superfícies de Talbot (1985), resultantes de
interrupções e mudanças bruscas na deposição. O estudo de dinâmica de acumulo,
erosão e preservação de sistemas eólicos, baseado na análise de superfícies de
descontinuidade física e na sua correlação com mudanças globais e bacinais
ligadas a eustasia e tectônica, é condizente com o modelo conceitual da
estratigrafia de sequencias, maior paradigma da estratigrafia moderna (Giannini
ET AL., 2001). A estratigrafia de sequencias foi, entretanto, concebida para
sistemas marinhos, o que torna necessária a criação de um arcabouço conceitual
que adapte ao caso eólico. Propostas recentes feitas nesse sentido (Kocurek
& Havholm, 1993; Havhom ET AL.; 1993; Havhom & Kocurek, 1994) centram
seu enfoque nos fatores estabilizadores do sistema eólico, com destaque para a
posição do nível freático relativa à superfície deposicional, controlada
basicamente pelo clima, pela taxa de subsidência e, nos casos costeiros, pelo
nível relativo do mar (NRM). Outro aspecto da influencia do nível freático na dinâmica do sistema
eólico, segundo os mesmos autores, é que sua elevação, logo após a acumulação,
é condição necessária para a preservação dos depósitos eólicos.
Na
tentativa de modelar sistemas deposicionais eólicos de acordo com o arcabouço
conceitual da estratigrafia de sequencias, Kocurek & Havhlom (1993)
descrevem o sistema eólico em função de dois aspectos: os volumes de entrada e
saída de sedimentos e a relação entre o nível freático e a superfície
deposicional. Em relação ao primeiro aspecto, o fluxo de entrada de sedimentos
(Qi), ou influxo (influx), seria função do suprimento sedimentar a partir de
fonte externa e da capacidade de transporte eólico. O fluxo de saída (Qe), ou
efluxo (outflux), dependeria do espaço disponível para o armazenamento de
sedimentos e da capacidade de transporte eólico no sistema. Na linguagem mais
comumente utilizada no estudo de regimes de ventos e dunas recentes, o influxo
equivale a deriva eólica efetiva, o DEE (Frybeger, 1979), que resulta da
coexistência de deriva eólica potencial (DEP) com estoque sedimentar.
Com relação no segundo aspecto explorado no
modelo de Kocurek & Havholm (1993), a analise das relações entre nível
freático e superfície deposicional, torna-se necessário lançar mão de alguns
conceitos adicionai, como acumulação, espaço de acumulação, altura de
equilíbrio, preservação e espaço de preservação, os quais teriam pouca
utilidade no estudo de sistemas marinhos. As definições que se seguem são
baseadas na análise do uso destes conceitos por aqueles autores. A acumulação é
o mecanismo pelo qual os sedimentos depositados ao longo do tempo constituem um
corpo tridimensional de estratos. O espaço de acumulação é a parcela do espaço
de acomodação que e preenchida por depósitos sedimentares. Seu limite superior
é a altura de equilíbrio, a qual pode ser definida como a altura, acima da
superfície deposicional, até a qual é possível haver aprisionamento de
sedimentos no sistema. Nos sistemas marinhos, esta altura coincide com o nível
do mar. Nos eólicos, ela encontra-se no nível acima do qual a velocidade do
vento é suficientemente alta para carrear todo sedimento e para que o saldo de
sedimentos no sistema seja nulo, ou seja, Qi – Qe. A preservação é a
incorporação da acumulação ao registro estratigráfico. O espaço de preservação
é a parcela do espaço de acumulação que se incorpora no registro. Seu limite
superior é o nível de base de erosão. Nos sistemas marinhos, o nível de base de
erosão coincite com o nível do mar e, portanto, o espaço de preservação equivale
ao espaço de acumulação. Nos sistemas eólicos, o nível de base é determinado,
numa primeira aproximação, pelo nível freático, e, portanto só coincide com o
nível do mar em casos específicos. A ideia de um espaço de acomodação sensu
stricto, onde o sedimento se acumula e se preserva não se aplica ao caso
eólico.
Apesar de geralmente não se coincidirem,
nível do mar (nível de base em sistemas costeiros) e nível freático (nível de
base em sistemas eólicos) possui dinâmicas diretamente relacionadas entre si.
Esta relação é tão mais evidente quando mais próximo da costa estiver o sistema
eólico. No entanto, o nível freático não equivale ao nível do mar em termos de
influencia na sedimentação, pois define apenas o limite inferior potencial da
erosão eólica e não determina diretamente a sedimentação eólica da mesma forma
que faz o nível do mar em relação á sedimentação em sistemas marinhos ou
costeiros. Além disso, adotar o nível freático como nível de base da erosão em
sistemas eólicos pressupõe que acima do freático a erosão predomina sobre a
deposição (acumulação), o que nem sempre se verifica (Sawakuchi, 2003). Desse
modo, o nível freático configura-se mais com o nível de estabilização sistema
eólico de que como nível de base de erosão. A proximidade entre lençol freático
e superfície deposicional determina os processos ou fatores de estabilização de
sistemas eólicos, os quais têm importância central na classificação destes
sistemas, segundo Kocurek &Havholm (1993).
Amplas descontinuidades físicas associadas a
períodos de não-acumulação ou de erosão do sistema eólico foram denominadas por
Talbot (1985) super-superfícies. Sua gênese seria controlada principalmente
pelo comportamento do nível freático do regime de fluxo eólico. Kocurek &
Havholm (1993) classificam as super-superfícies em instabilizadas e
estabilizadas, conforme seu substrato esteja disponível ou não,
respectivamente, para o retrabalhamento eólico.
As
super-superfícies instabilizadas subdividem-se em secas e úmidas. As secas
Formam-se quando o ângulo de cavalgamento das formas de leito for negativo, o
que implica erosão, oi igual a zero, o que significa simples trânsito de dunas
(bypass), sem acumulação nem erosão (Rubin, 1987 apud Kocurek & Havholm,
1993). A formação de super-superfícies úmidas pressupõe queda do nível freático
juntamente com processos de deflação. Nestas condições, o potencial de deflação
é comumente maior que a taxa de queda do nível freático, o que propicia a
formação de superfícies de erosão úmidas.
As
super-superfícies estabilizadas também podem ser secas ou úmidas. As secas
formam-se com o desenvolvimento de depósitos de cascalho residual (lags),
enquanto as úmidas associam-se ao aparecimento de vegetação ou cimentação precoce
ligada á subida do nível freático.
A
identificação de super-superfícies no registro geológico é difícil,
especialmente em depósitos de sistemas eólicos úmidos, onde se confundem com
superfícies interdunas comuns. Voltados para este problema, Kocurek &
Havholm (1993) reuniram seis critérios auxiliares para seu reconhecimento: 1.
Diferentes estilos de estratos cruzados acima e abaixo da superfície em
questão, sugerindo acumulação sob condições distintas; 2. Grande extensão em
área (centenas de metros a quilômetros); 3. Feições pós-deposicionais
diferentes daquelas das demais superfícies de truncamento eólicas; 4.
Truncamento de acumulações de campos de dunas inteiros em oposição a superfícies
que recobrem formas de leito simples; 5. Correlação com superfícies que marcam
eventos importantes de bacia, tais como transgressões marinhas e derrames de
lava (caso do topo da formação Botucatu, Bacia do Paraná); geometria
horizontal, em truncamento sobre superfícies inclinadas formadas pela migração
de formas de leito.
Em um
paralelo com a estratigrafia de sequências clássica, as super-superfícies são
superfícies chaves para subdivisão dos depósitos eólicos e possuem, portanto,
pelo menos potencialmente, o mesmo status, em importância, que os limites de
sequências. No entanto admitem mais de um modo de formação. Assim, ainda não se
conhece claramente a influência do nível do mar em sua gênese, o que tem
dificultado o estabelecimento da relação entre sequências deposicionais eólicas
e marinhas.
A
correlação entre sequências deposicionais eólicas costeiras e marinhas é
dificultada pela possibilidade de não correspondência entre variações do nível
do mar e variações do nível freático. Kocurek ET AL. (2001) utilizaram uma
equação de difusão para simular a propagação em meio poroso das oscilações do
nível freático induzidas por variações do nível do mar. As mudanças do nível
freático induzidas por variações do nível do mar seriam função da condutividade
hidráulica e espessura do meio poroso, da taxa de variação do nível do mar e da
distância da linha da costa. Segundo este modelo, a correspondência entre nível
freático e nível do mar é favorecida pelo aumento da espessura e do meio poroso
e pela diminuição da taxa de variação do nível do mar. O distanciamento da
linha de costa, a diminuição da espessura por meio poroso e/ou o aumento da
taxa de variação do nível do mar (oscilações de alta frequência) geram redução
da amplitude de defasagem temporal das variações do nível freático. Desta
forma, a correlação entre super-superfícies geradas em contexto distintas pode
ser complexa.
Kocurek
e Havholm (1993) classificam os sistemas eólicos. Segundo os fatores que
provocam sua estabilização, em secos, úmidos e estabilizados. O principal fator
de classificação é a posição do nível freático e sua franja de capilaridade em
relação a superfície deposicional.
Sistemas
eólicos secos caracterizam-se por nível freático e franja de capilaridade
abaixo da superfície deposicional, com constante disponibilidade de areia
incoesa para o transporte pelo vento. Os processos de erosão e estabilização do
sistema seriam dependentes de fatores aerodinâmicos e do aporte sedimentar.
Entre duas situações extremas de aporte, do baixo ao elevado, os sistemas
eólicos secos podem variar desde dunas isoladas que migram sobre um substrato
deflacionar até mares de areia dominados por campos de dunas. No primeiro caso,
as dunas alternam-se com amplas planícies interdunas. No segundo caso, a
escassez de água favorece a incoesão dos sedimentos, inclusive nas planícies
interdunas, e torna-se áreas favoráveis à erosão e reposição pelo vento. As
planícies interdunas, assim assoreadas por areia eólica, transformam-se em
depressões interdunas (cavas entre dunas sucessivas).
A
transformação das planícies interdunas em depressões interdunas é condição
necessária à acumulação neste tipo de sistema eólico, uma vez que o processo de
acumulação só se inicia quando houver cavalgamento (climbing), em ângulo
positivo, entre sucessivas formas de leito. Assim, cada duna é soterrada pela
duna subsequente rapidamente, sem erosão completa de seus depósitos. Como
consequência disto, é rara a presença no registro estratigráfico de depósitos
de planícies interdunas em meio a sistemas eólicos secos, como exemplificado na
formação Botucatu (Donatti ET AL.; 2001; 2002).
O
término da acumulação nos sistemas eólicos secos pode ocorrer por queda de
aporte ou quando o depósito atingir altura tal que não haja mais condição para
desaceleração do vento (perda de fluxo). O limite espacial máximo superior para
a acumulação (altura de equilíbrio) é determinado, portanto, por fatores
aerodinâmicos.
Nos
sistemas eólicos úmidos, o nível freático e sua franja de capilaridade
encontram-se aflorantes ou próximos (até poucos metros) da superfície
deposicional. A presença de água diminui o potencial erosivo e a quantidade de
sedimentos que podem ser transportados pelo vento (deriva eólica efetiva ou
DEE: item 3.1). Desse modo, os mecanismos responsáveis pela dinâmica das formas
de leito e estabilização do sistema não são controlados unicamente por fatores
aerodinâmicos. A redução do potencial erosivo devido à presença de água na
superfície explica a preservação de depósitos de interdunas nestes sistemas ou mesmo o aparecimento de
sabkhas e outras associações de fácies subaquosas (Kocurek & Havholm,
1993). Outra decorrência da menor quantidade de sedimentos incoesos,
potencialmente transportados pelo vento, é o menor tamanho das dunas.
A
relação entre os tipos de sistemas, seco ou úmido, e o clima não e de
unicidade. Segundo Kocurek & Havholm (1993), a transição de um sistema
eólico úmido e deste para um sistema eólico seco poderia ser descrita em termos
do suprimento de sedimentos. Desse modo, é possível existir sistemas eólicos
secos, sob clima úmido, desde que o aporte se torne muito elevado. A presença
de água próxima a superfície e regida pelo comportamento do nível freático, que
é controlado não somente pelo clima, mas pela taxa de subsidência e, em
sistemas eólicos costeiros, pelo nível do mar. No caso costeiro, portanto, é
possível haver também sistema eólico úmido, sob clima seco.
O
terceiro tipo de sistema eólico, na classificação de Kocurek & Havholm
(1993), é chamado sistema eólico estabilizado. Sua característica diagnóstica é
a ação de fatores estabilizadores que atuam simultaneamente ao transporte,
deposição e acumulação de sedimentos, sem afetar o sistema como todo. Estes
fatores possuem assim caráter tipicamente local. Incluem vegetação, cimentação,
filmes de lama e depósitos residuais de cascalho. O critério usado pelos
autores na individualização deste tipo de sistema é diferente do critério de
proximidade do lençol freático utilizado na distinção entre sistemas eólicos
secos e úmidos. Trata-se, portanto, a rigor, de classificações complementares,
pois os sistemas eólicos estabilizados também podem ser classificados, ao mesmo
tempo, como úmidos ou secos, na dependência da natureza dos fatores
estabilizadores. É como se desenvolvessem super-superfícies úmidas ou secas
(item 3.2), porém de extensão restrita. Além disso, para que estes fatores
prevaleçam sobre a deposição, deve haver queda do aporte eólico. Desse modo,
sistemas eólicos estabilizados parecem representar mais um estágio de
desenvolvimento do que propriamente uma classe independente de sistema eólico.
A abordagem processo-resposta ou
processo-produto, partindo do detalhe para chegar ao topo, é apropriada à
descrição de sistemas deposicionais, á medida que permite vislumbrar passo a
passo a construção e funcionamento do sistema. Adotado este enfoque para a compreensão do
sistema eólico, o primeiro passo é analisar o tijolo de construção dos
depósitos arenosos: as bases e peculiaridades físicas do vento como agente
transportador, seus mecanismos preferenciais de carreamento de areia, capazes
de explicar muitas das características físicas, geralmente microscópicas, de
grão individual (texturas) e de orientação espacial relativa entre grãos
(petrotramas). O segundo passo e a análise da interação entre vento e substrato
arenoso, de modo a conhecer os mecanismos de deposição coletiva dominada por
tração (dinâmica de ondas e carpete de tração), decantação (quebra de grãos) ou
fluxo gravitacional incoesivo (fluxo de grãos) ou coesivo (escorregamentos de
areia úmida). Neste estágio, é possível entender a organização dos grãos no
espaço mesoscópico, materializada por geometrias deposicionais (estruturas
sedimentares) de escala milimétrica a submétrica. O terceiro passo é a analise
da dinâmica de dunas e de draas, e o entendimento das estruturas sedimentares
de escala maior, incluindo series de estratificações cruzadas e suas
superfícies de truncamento.
As
características mais distintas do vento como agente transportador de grãos individuais,
em relação à corrente subaquosa, são as menores viscosidade e densidade
do meio. Estas características têm pelo menos três implicações imediatas: 1. A
densidade efetiva do grão (densidade do grão menos densidade do meio) é maior
no ar; 2. A tensão cisalhante do ar, função direta de sua viscosidade, é mais
fraca; e 3. A fricção entre grãos no leito tende a ser maior no ar. Assim, para
colocar um grão em movimento, o vento deve enfrentar maiores resistências
inercial (de corpo, ligada à densidade) e friccional (de superfície, ligada à
viscosidade) que a água. Isto significa que, para um mesmo grão, a velocidade
critica de transporte é muito maior no ar do que no meio aquoso. Como a baixa
viscosidade do ar favorece o fluxo turbulento, a velocidade critica para
transportar areia é suficientemente elevada para gerar turbulência. Assim, o ar
em movimento tem facilidade de penetrar por entre os grãos do leito arenoso e
com eles interagir através da formação de células de turbulência. O
aumento da tensão resultante para cima
que caracteriza o fluxo turbulento é suficientemente para que maior parte dos
grãos entre diretamente em movimento por mecanismos de saltação ou mesmo de
suspensão, tão logo atingida a velocidade critica. Aos mecanismos de rastejo
(arraste mais rolamento) cabe apenas papel subordinado, restrito às granulações
entre areia média e grânulo.
Uma vez vencida a velocidade critica, o vento
tem grande capacidade de sustentação do transporte. A saltação implica impactos
dos grãos contra o leito granular, o que reduz a velocidade critica efetiva e
induz uma hierarquia menor de saltações, denominadas ejecções (Anderson, 1987)
ou reptações (Lancaster, 1995). Paralelamente,
a vocação do vento para a turbulência favorece a manutenção da poeira
síltico-argilosa em suspenção. Ventos de apenas 18 a 36 km/h são suficientes
para manter o sílte grosso suspenso enquanto as condições de turbulência
perdurarem. É desse modo que entre 1 e 4 toneladas de poeira eólica do Deserto
do Saara são levadas anualmente ao Oceano Atlântico (Fritz & Moore, 1988).
A competência do vento na erosão e no
transporte de areia depende da sua velocidade, a qual pode ser controlada por
gradientes de pressão, pode variar muito mais rapidamente que uma corrente
fluvial ou de maré, por exemplo. As oscilações rápidas de velocidade do ar, com
produção de rajadas, fazem com que sua competência, altamente seletiva, e/ou
seu tipo de processo deposicional variem em questão de segundos. Este
comportamento reflete-se na deposição sucessiva de lâminas de grãos de
diferentes tamanhos, com excelente seleção granulométrica por lâmina.
Na escala de microscopia petrográfica, a
petrograma de linhas paralelas de grãos, com duas modas granulométricas bem
definidas, e com ausência da população intermediaria, é uma característica
distintiva clássica de areias depositadas pelo vento (bagnold, 1941, folk, 1968
apud taira & scholle, 1979, glennie, 1970). A petrotrama bimodal, todavia,
não é exclusiva de depósitos eólicos. Quando formada em frente de duna, por
exemplo, ela é mais aparente no caso subaquoso de que no subaéreo, talvez por
causa da melhor seleção prévia das areias em dunas eólicas.
A explicação mais aceita para a ausência da
população intermediaria entre as duas modas eólicas é a Bagnold (1941), segundo
a qual esta população, por ser grossa demais para saltar e ao mesmo tempo fina
demais para rolar livremente, acabaria retida nos obstáculos e não alcançaria
os depósitos arenosos do sistema eólico. Assim, os exemplos mais evidentes de
bimodalidade granulométrica eólica ocorrem em ondulações sem faces de avalancha
(Taira & Scholle,1979), típicas de interdunas e lençóis de areia. Nestas
formas de leito, o rolamento de grãos pode ser tão importante quanto a saltação
e a suspensão de finos, o que acentua a bimodalidade. Por outro lado, a
segregação granular nestes depósitos não é tão regular quanto nas frentes de
dunas (Hunter, 1977).
Sob o aspecto do arredondamento e da textura
superficial dos grãos de areia, a baixa viscosidade do ar também tem papel
determinante na produção de feições diagnosticas de transporte eólico. O
impacto subaéreo entre grãos de areia quartzosa, menos amortecido que no meio
aquoso, tem poder abrasivo e arredondador particular. Kuenen (1960 apud
Friedman & Sanders, 1978) calculou que a perda de peso de grãos de quartzo
por abrasão é 100 a 1.000 vezes maior no transporte eólico que no fluvial.
Entretanto, a maior facilidade do vento
em produzir grãos arredondados não se deve somente à abrasão mais intensa, mas
também ao tempo de desgaste (Bigarella, 1972 e 1973) e ao transporte seletivo
preferencial de grãos mais esféricos e arredondados por saltação (Beal &
Sherpad,1956; Sherpad & Young, 1961; Mazzulo ET AL .,1986). Na escala de
detalhe de grão, o efeito mais proeminente da abrasão subaérea é a retirada de
lascas de granulação silte fino (Nieter & Kirinslay, 1976) e a produção de
efeitos superficiais típicas, mas não exclusivas, de impacto subaéreo, mais
apropriadamente observado por microscopia eletrônica de varredura. Estas
feições incluem pequenas fraturas conchoidais, degraus de arco, crateras discoides
e placas deslocadas (Culver ET AL., 1983), estas duas ultimas encontradas em
areias de desertos, mas não em dudas de costas úmidas (Krinsley & Donahue,
1968). O impacto sucessivo por transporte eólico prolongado torna a superficie
dos grãos de areia inteiramente tomada por feições desses tipos. O efeito
óptico é a intensa difusão da luz, em detrimento da reflexão e da refração, o
que, no exame por microscopia de luz incide, traduz-se em aspecto superficial
fosco. Como a textura fosca não é comum em dunas costeiras (Shepard &
Young, 1961), acredita-se que o tempo ou distância de atuação do transporte
tenha importância fundamental no seu desenvolvimento. Alem disso, a abrasão
mecânica não é o único fator determinante da textura fosca em areias eólicas,
uma vez que a dissolução química em condições subaéreas produz texturas
superficiais similares (Kuenen, 1960 apud Friedman & Sanders, 1978;
Bigarella ET AL., 1969).
O predomínio dos mecanismos de saltação e
suspensão e o caráter subordinado do transporte trativo sensu stricto na
deposição eólica têm como consequência prática a inexistência de formas de
leito plano, comparáveis às da deposição subaquosa. O leito plano aparece mais
como forma residual erosiva, associada a ventos de velocidade elevada (maior de
60 km/h). O leito plano eólico não é uma forma de leito estável porque uma hora
de rajada violenta é suficiente para produzir ondulações (Hunter, 1977) de
altura submétrica, sem face de avalancha (protodunas). O vento afirma-se assim
como exímio formador de ondulas e mega ondulações (dunas e protodunas). Na
escala menor, o cavalgamento de microondulações constitui um dos quatro
mecanismos básicos de transporte e deposição eólica. Os outros três são a queda
de grãos, os fluxos de escorregamentos de areia e o carpete de tração.
O
papel preponderante desempenhado pela saltação e suspensão na deposição eólica,
em detrimento dos mecanismos trativos “aplainadores”, favorece a preservação
das cristas e do lado barvalento das marcas onduladas, que apresentam assim
facilidade para cavalgar (formação de climbing ripples, no sentido de Alen,
1970 ou Hunter, 1977), bem como para preservar bifurcações em plana nítidas.
Nesse ponto, a baixa viscosidade do ar aparece, mais uma vez, como fator
decisivo nas características da deposição pelo vento: em plana nítidas.Nesse
ponto, a baixa viscosidade do ar aparece, mais uma vez, como fator decisivo nas
características da deposição pelo vento: em virtude da viscosidade baixa, o
impacto dos grãos de areia em movimento com o lado exposto (barlavento) da
ondula é mais intenso que na água. A primeira consequência é que o grau médio
de achatamento das marcas onduladas eólicas, avaliado através do índice de
ondula ( ripple índex: quociente entre o comprimento de onda e a altura),
resulta maior que o das subaquosas. O índice de ondula elevado configura-se
como umas das características diagnosticam de deposição pelo vento, em escala
de microestrutura (Tanner, 1967; Hunter, 1977; McKee, 1979). Indices de ondula
entre 10 e 15 ocorrem tanto em areias subaquosas como eólicas, porem enquanto
valores abaixo desse intervalo são exclusivos de deposição subaquosa, valores
acima só se formam pela ação do vento (Lancaster, 1995). A segunda consequência
do impacto subaéreo de grãos é a tendência para erosão parcial do lado
barlavento da marca ondulada. Com isso, o tipo de cavalgamento mais comum no
caso eólico é aquele em que o ângulo de cavalgamento é menor ou igual ao ângulo
do flanco barlavento (tipos subcríticos e critico na classificação de Hunter,
1977). Como a migração continua de marcas onduladas, sem erosão, depende da
manutenção das condições de energia de vento e como as areias eólicas
apresentam geralmente boa seleção granulométrica previa, a granulaçao das
sucessivas linhas de avanço de marcas onduladas (linhas de tempo) é muito
similar. Elas podem passar despercebidas no exame de afloramento e mesmo ao
microscópico petrográfico. Tem-se assim uma variedade especifica de laminação
cavalgante, típica de depósitos eólicos, em que as superfícies de cavalgamento,
e não as frentes de marcas onduladas (ripple-foreset crosslaminae de Hunter,
1977), são as menores estratificações visíveis (laminações no sentido de
Campbell, 1967). Este tipo de estrutura é também conhecido como
pseudo-acabamento (pseudo-bedding: Mckee, 1939), pseudo-estratificaçao
(pseudo-strata: Hunter, 1974), estratificação de cavalgamento translatente
(clibing translatent stratification: Hunter, 1977) ou pseudoripple (Kocurek
& Dott, 1981), em alusão ao fato de que a superfície de cavalgamento não
representa uma linha de tempo, em contraste ás superfícies de marca ondulada.
Devido à tendência para a concentração de grãos maiores na crista de cada
ondula, o alinhamento de cristas ao longo da pseudo-estratificaçao pode ser
marcado por uma granulometria mais grossa e, às vezes, por gradação inversa
(Fryberger & Shenk, 1988). Aparecem assim imediatamente acima da linha de
grossos de pseudo-estrato subjacente.
O segundo mecanismo de deposição pelo vento é
a queda de grãos em suspensão livre (designado sedimentation, por Bagnold,
1941; e grainfall, por Hunter, 1977). Este mecanismo é particularmente
importante no lado sotavento de dunas eólicas, onde a areia transportada em
suspensão, oriunda da erosão do flanco barlavento e da crista da duna, encontra
uma região hidrodinamicamente protegida e sofre rápida desaceleração. A
deposição tende então a ser massiva, sendo por isso também designada chuva de
grãos. Para cada rajada de vento, corresponde uma chuva de grãos, cuja
granulometria, espessura e extensão lateral são diretamente proporcionais à
velocidade da rajada (desde que não haja limitações de aporte). O processo cria
lâminas tabulares com espessura de poucos grãos, exibindo seleção
granulométrica interna apurada, e podem formar, ao acaso, tanto gradações
inversas quanto normais (Hunter, 1977; Fryberger & Shenck, 1988). Para um
mesmo episodio de queda de grãos, a granulometria afina ligueiramente a seleção
aumenta com o distanciamento à crista (Taira & Scholle, 1979). As
laminações eólicas de queda de grãos também possuem analogia com estruturas de
origem subaquosa (jopling, 1964; 1966 apud Kocureck & Dott, 1981; Alen,
1965). Correspondem a “unidades de sedimentação” clássicas (sensu Otto, 1935),
formadas através de flutuantes erráticas e instantâneas de velocidade.
Elementos diagnósticos clássicos de
estratificações cruzadas de origem eólica são sua inclinação elevada (superior
a 25º), ligada ao ângulo natural de repouso da areia no ar, e o grande porte
das séries, em espessura e extensão, relacionado às dimensões gigantescas
(decamétricas a quilométricas) de dunas e drass.
O uso bem sucedido destes critérios pressupõe conhecer suas ressalvas e
limitações: 1. Os ângulos de acumulação mais elevados das frentes de dunas
eólicas, correspondentes aos depósitos de face de avalancha na sua porção
superior, são justamente os de menor potencial de preservação no sistema; 2.em drass e grandes dunas de sistemas
eólicos secos, as superfícies inclinadas de pé de flanco sotavento passam
gradualmente para a zona interdunas por distancias de até centenas de metros, o
que pode dar origem a extensas séries de estratificações cruzadas de ângulo de
mergulho muito baixo e espessura métrica; 3. O ângulo de mergulho depende de
variáveis texturais, de modo que o aumento da granulometria ou da angulosidade
dos grãos pode gerar ângulos superiores a 25º mesmo em depósitos subaquosos; 4.
Arenitos com séries de espessura até decamétrica podem ser encontrados também
em depósitos de correntes de maré ou, mais raramente, fluviais; 5. A espessura
das séries reflete não somente variáveis geométricas de deposição, como também
de acúmulo e preservação, como o ângulo de cavalgamento (Rubin & Hunter,
1982). A conclusão que se pode extrair desta series de ressalvas é que o grande
porte das séries e o ângulo de mergulho elevado das estratificações não são,
isoladamente, feições exclusivas nem obrigatórias de depósitos eólicas. A eficiência dos dois critérios cresce quando
eles são utilizados combinados entre si ou com outras estruturas menores
típicas do sistema deposicional eólico como as marcas onduladas de índice de
ondula elevação (curled mud flakes),
no topo de depósitos de interdunas úmida e, principalmente, a laminação risca
de agulha.
Desafio maior que a identificação da origem
eólica das estratificações cruzadas é a distinção, a partir de características
geométricas, do tipo de duna eólica que as originou. Como regra geral, a
identificação segura da geometria da duna pressupõe caracterização detalhada da
geometria das estratificações, incluindo idealmente medidas de azimute de
mergulho.
Nas dunas transversais clássicas, os flancos
de sotavento de direção e mergulho pouco variávei refletem-se na geometria
planar das estratificações cruzadas e na distribuição de freqüências de
azimutes de mergulho unimodal, com dispersão na moda tipicamente inferior a 60º
(McKee, 1979; Martinho, 2004; Martinho et
al., 2004). A geometria subtabular, cuneiforme ou sigmóide de parte das
séries de estratificações cruzadas, com adelgaçamento junto à crista, deve-se
ao aumento descendente mais ou menos abrupto do ângulo de mergulho de
superfícies de truncamento (McKee, 1979). Este aspecto pode estar relacionado
ao cavalgamento de dunas transversais na face do sotavento de draa composto.
Nas formas barcanas e barcanóides, a
sinuosidade da crista faz com que o azimute de mergulho varie de até 120º ao
longo da face de sotavento. As estratificações cruzadas resultam acanaladas, em
séries lenticulares côncavo-côncavas. Em corte ortogonal ao paleovento afetivo,
aparece o padrão festonado típico
(Brookfield, 1997). Em cadeias barcanóides costeiras de até 20m de altura, e
Santa Catarina, Martinho et al. (2004)
encontraram leve piora de seleção granulométrica no cume da face de sotavento,
atribuída a mistura de populações de queda e fluxo de grãos.
Nas dunas seif,
a alternância de duas direções principais de ventos dominantes ligeiramente
oblíquas à crista, com até 120º de diferença de azimute, reflete-se diretamente
na atitude espacial das faces de avalancha. S séries de estratificações
cruzadas, subtabulares e cuneiformes, apresentam padrão entrelaçado na zona
correspondente à crista (encroachment
deposit), com superfícies de truncamento em forma de letra Z (Bagnold,
1941; McKee & Tibbitts, 1964). Estruturas similares foram encontradas por
Martinho et al. (2004) nas extensões
lineares de cadeias barcanóides ativas na costa de Santa Catarina. Isto permite
interpretar que as extensões lineares são formas alongadas semelhantes a dunas seif, não somente na orientação,
subparalela ao vento mais efetivo, como também, possivelmente, no regime eólico
formador.
Pela maior expressão geomorfológica, as dunas
parabólicas são as formas mais freqüentemente lembradas quando se fala em dunas
com vegetação. Sua existência é indicada no registro menos por suas próprias
estruturas que pela dos rastros lineares deixados por sua passagem. Além disso,
confundem-se com outras feições eólicas costeiras que também podem exibir
formas parabólicas, como as frentes ou lobos deposicionais de campos de dunas
transgressivos. Estes lobos migram, sobre terreno vegetado, no rumo do vento
efetivo por dezenas de metros a quilômetros de extensão, podendo alcanças
dezenas de metros de altura. Suas estruturas internas consistem basicamente de
estratificações cruzadas como rumo de mergulho das faces de avalancha variável
em cerca de 120º. Nas partes laterais e frontais do lobo, encontram-se séries
de estratificações cruzadas aproximadamente planares, parte delas com
tangenciamento local no topo. Na base dos flancos, convoluções, atribuídas
fluidificação, podem ocorrer (Martinho et
al., 2004). No sistema eólico, assim como em outros sistemas com formas de
leito gigantes, a dedução do tipo de forma de leito a partir da geometria das
estratificações é complicada por um problema de escala: as obervações e medidas
tomadas em afloramentos, podem referir-se a apenas uma pequena parcela da
megaforma original e fornecer assim dados muito parciaise incompletos sobre sua
geometria. O exemplo clássico é o das estratificações cruzadas acanaladas
eólicas que, numa exposição limitada a menos de 20 ou 30 % de sua extensão
total, aparentam a geometria de estratificações cruzadas planares. A
desconsideração desta possibilidade de ilusão de escala pode conduzir a erros
na interpretação do tipo de duna eólica correspondente.
A origem das superfícies de truncamento de
porte maior (bounding surfaces) em
meio a depósitos eólicos tem-se mostrado assunto polêmico. Estruturas deste
tipo, descritas originalmente por Stokes (1961, 1968), Phoenix (1963), McKee
(1966) e Thompson (1969), consistem de superfícies planares ou convexas para
cima, eventualmente demarcadas por uma linha de rudáceos ou por cimentação ferruginosa. Segundo Stokes
(1968), o espaçamento entre estas superfícies, que ele denominou “planos de
truncamento paralelo múltiplo’ (multiple
parallel truncation bedding planes), varia muito de um saco para outro,
desde dezenas até menos de 1m, mas Tande a ser constante numa mesma formação. A
explicação deste autor para a gênese de tais estruturas pode ser considerada
clássica: os planos seriam gerados pela intercepção das superfícies
deposicional pelo lençol freático através do efeito combinado de elevação do
nível de água e de aumento de relação erosão/deposição. O umedecimento da areia
superficial impediria o prosseguimento de processos erosivos, favorecendo o
soterramento por novas sucessões eólicas.
Entretanto, Brookfield (1997) notou que o
modelo de Stokes (1968) não explica a forma planar da maioria das superfícies
de separação maiores, a não ser que o lençol freático intercepte planícies
interdunares formando sabkhas. Em
virtude disso, sugeriu um mecanismo alternativo de formações destas superfícies
de trruncamento, as quais ele denominou superfícies de 1ª ordem. Este mecanismo
seria o cavalgamento de draas, onde
as superfícies de 1ª ordem representariam os planos de cavalgamento. Nesta hipótese, a preservação perene de
superfícies de truncamento sucessivas requer elevação do nível de base,
posterior ou concomitante à sua gênese, dependendo de controles geológicos
regionais de longo prazo e não de variáveis imediatas de longo prazo e não de
variáveis imediatas como aporte de areia ou nível freático.
Em escala imediatamente menor, reconhece-se a
existência de superfícies de 2ª ordem (Brookfield, 1977; Kocurek 1988),
caracterizadas pelo mergulho suave para sotavento e pela posição entre
sucessões submétricas de cruzadas tabulares. Quanto à origem, Brookfield (1977)
descarta a relação com planos de deflação em frente dunar, proposta em
princípio por Bagnold (1941)e McKee (1966), pois há notável regularidade de
espaçamento e de mergulho. Seu processo formador seria o cavalgamento de formas
de leito superpostas no flanco de sotavento de uma megaduna sem face de
avalancha (Brookfield, 1977; Rubin & Hunter, 1982; Lancaster, 1988).
Superfícies de 3ª ordem (Brookfield, 1977)
são como as anteriores, planares ou curvas, porém em escala de delimitação de
séries de laminas cruzadas (laminae sets).
Estas superfícies truncam as laminações cruzadas abaixo e são co ncordantemente
transgredidas elas laminações acima. Constituem-se assim em superfícies de
reativação. Brookfield (1977) baseia-se na interpretação clássica que assi=ocia
tais superfícies a flutuações rápidas de velocidade e direção do vento (McKee,
1966; Stokes, 1968) para considerá-las representativas de períodos de deflação
atuantes sobre as formas de leitos menores. Esta deflação ocorreria de dois
modos possíveis: por modificações regionais no regime de vento ou por mudança o
mais longo prazo na configuração dunar.
Kocurek (1981, 1988) propôs alterações no
modelo de Brookfield (1977). De acordo com sua proposta, as superfícies de 1ª
ordem podem formar-se também através da migração de interdunas sobre dunas.
Neste caso, as superfícies de 1ª ordem não indicariam necessariamente a
existência de draas implica apenas a
formação de superfícies de 2ª ordem. Desse modo, em dunas simples cavalgantes,
sem configuração de draa, as
superfícies de 2ª ordem são ausentes e as de 3ª ordem podem ser truncadas
diretamente pelas de 1ª.
No interior das sucessões delimitadas por
truncamentos de 3ª ordem, definem-se superfícies de laminação cruzada
associadas a feições descritas sob designações diversas, mas de gênese primaria
equivalente, tais como os “tipos (básicos) de estratificações eólicas” de
Hunter (1977) e de Kocurek & Dott (1981), as “estruturas físicas de
mesoescala” de White & Curran (1988) e a “laminação risca de agulha” de
Fryberger & Schenk (1988). Estas laminações correspondem aos produtos dos
processos de cavalgamento de ondulas, queda de grãos e fluxo de areia,
discutidos no item 5.2.
Os principais casos brasileiros de sistemas
eólicos atuais ocorrem nas planícies costeiras, onde o vento retrabalha e
redeposita areias dos sistemas litorâneos. Dada a proximidade entre lenços
freáticos e superfície, são todos sistemas eólicos úmidos na classificação de
Kocurek & Havholm (1993), apresentada no item 4. O exemplo mais notável é o
do campo de dunas dos Lençóis Maranhenses, na planície costeira do Estado do
Maranhão. Como a região apresenta de 4 a 6 meses secos, o nível freático oscila
sazonalmente, o que resulta numa paisagem caracterizada por cadeias barcanóides
com lagoas intermitentes nas áreas interdunas. Outros exemplos que merecem
destaque são os campos de dunas costeiros do Rio Grande do Sul (Tomazelli,
1990), de Santa Catarina (Giannine, 1993), do Ceará (Claudino Salesv &
Peulvast, 2001) e das planícies adjacentes à foz do Rio São Francisco, na
região fronteiriça entre os estados Sergipe e Alagoas (Barbosa, 1997).
Como não existem desertos atualmente no
território brasileiro, os sistemas eólicos interiores também são do tipo úmido.
Ocorrem apenas de forma localizada, em áreas com elevado suprimento sedimentar
fluvial e estação seca prolongada. Destaca-se o campo de dunas do Jalapão,
situado no centro-leste do Estado de Tocantins, região de cerrado com inverno
seco. Campos de dunas eólicos pleistocênicos e holocênicos, hoje estabilizados,
encontram-se na margem esquerda do médio curso do Rio São Francisco, no Estado
da Bahia (De Oliveira et al., 1999). Os
dados paleopalinológicos disponíveis, indicativos de condições climáticas mais
secas que as semi-áridas atuais, permitem aventar a hipótese de que se possa
ter aí um raro caso de sistema eólico seco no Quaternário do Brasil. Outros
exemplos de sistemas eólicos pleistocênicos, agora inativos, mais com
morfologia ainda preservada na paisagem atual, encontram-se na região das
lagoas da Nhecolândia, na planície do Pantanal Mato-Grossense. Estas lagoas são
consideradas depressões, originadas por deflação, bordejadas por dunas em forma
de meia-lua (lunette sand dunes)
(Tricart, 1982; Soares et al., 200;
Assine & Soares, 2004).
Se no Brasil não existem hoje sistemas
eólicos desérticos, várias unidades estratigráficas, principalmente mesozóicas,
registram a existência de paleodesertos. Na Bacia do Paraná, os arenitos do
Grupo São Bento são o testemunho de dois paleodesertos distintos (Assine et al., 2004). Do ponto de vista da
análise das associações faciológicas e sistemas deposicionais, os arenitos com
diversidade faciológicas e presença
marcante de superfícies e de depósitos de planícies interdunas da
Formação Pirambóia representam o registro de um sistema eólico úmido,
superposto em discordância pelos arenitos de faciologia monótona, com presença
de superfícies de 1ª ordem e escassez aparente de superfícies do sistema eólico
seco da Formação Botucatu (Scherer, 2000; Sawakuchi, 2000; Donarri et al., 2001;; Donatti, 2002; Giannini et al., 2004).
Além dos desertos Pirambóia e Botucatu, a
existência de arenitos eólicos no registro mesozóico de diversas outras bacias
brasileiras, como nas formações Sambaíba e Corda, da Bacia do Parnaíba (Goés
& Feijó, 1994), e na Formação Sergi, da Bacia do Recôncavo-Tucano, mostram
que o território brasileiro foi palco de intensa atividade eólica durante essa
era. Condições áridas prevaleceram até o final do Cretáceo, tendo sido
responsáveis pela formação de extensas unidades constituídas por arenitos
eólicos em diversas bacias sedimentares brasileiras, como é o caso dos arenitos
Caiuá da Bacia do Paraná (Soares et al., 1980;
Fernandes & Coimbra, 1994) e de arenitos dos grupos Areado e Urucuia da
Bacia Sanfranciscana (Campos & Dardene, 1997; Sgarbi et al., 2001).
O vento constituiu importante agente
geológico em tempos pré-silurianos, quando a vida não tinha ainda conquistado
os continentes, portanto desprovidos de vegetação. Como exemplo de sistemas
eólicos eopaleozóicos, pode-se citar as
sequencias portadoras de arenitos eólicos com estratificação cruzada de grande
porte do Grupo Guaritas da Bacia do Camaquã, no Rio Grande do Sul (Paim &
Scherer, 2003).
Segundo Ross (1983), os sistemas eólicos
deveriam ter sido abundantes no Precambriano, embora tivessem sido pouco
reconhecidos no registro geológico até o início dos anos 80. A partir de então,
depósitos produzidos pelo vento passaram a ser reconhecidos com mais freqüência
em terrenos precambrianos brasileiros, destacando-se a ocorrência de vários
sistemas eólicos desérticos em unidades proterozóicas, como são os casos da
Formação Galho do Miguel, na serra do Espinhaço, em Minas Gerais, e da Formação
Tombador, na Chapada Diamantina (Pedreira, 1997).
Livro: Ambiente de
Sedimentação Siliciiclástica do Brasil
