( PDF ) Planície fluvial do rio Jaguaribe: evolução geomorfológica, ocupação e análise ambiental

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARÁ

CENTRO DE CIÊNCIAS

MESTRADO EM GEOGRAFIA

RÚBSON PINHEIRO MAIA

PLANÍCIE FLUVIAL DO RIO JAGUARIBE: EVOLUÇÃO

GEOMORFOLÓGICA, OCUPAÇÃO E ANÁLISE AMBIENTAL

Dissertação apresentada ao Curso de Mestrado

em Geografia do Centro de Ciências da

Universidade Federal do Ceará, como requisito

parcial para obtenção do grau de mestre na

área de concentração: Dinâmica Territorial e

Ambiental.

Fortaleza-Ceará

2005

Orientadora: Profa. Dra. Vanda Claudino Sales

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AGRADECIMENTOS

Aos meus pais, que além de estímulo, forneceram as condições necessárias à

realização deste.

À minha orientadora, Professora Vanda de Claudino Sales, que subsidiou um

grande avanço pessoal quanto pesquisador.

Ao Professor Jean Pierre Peulvast, co-orientador deste trabalho.

Ao Professor Eustógio Wanderlei Corrêa Dantas, coordenador do Curso de

Mestrado.

À FUNCAP, pelo financiamento parcial desta pesquisa.

À Professora Andréa Almeida Cavalcante pela contribuição em várias etapas

deste trabalho, principalmente, nas atividades de campo.

Ao Professor Wellington Silva Filho, pela sua constante disponibilidade.

Aos Funcionários Evaldo Monteiro Maia, Evaldo Fernandes de Lima, Sandra

Maia Pinheiro de Barros e José Adir Ferreira Lima.

À amiga Alexsandra Oliveira Magalhães pelo constante estímulo, e ao amigo

Françoi Betárd, pela elaboração conjunta de figuras e mapas deste trabalho.

Ao Laboratório de Geologia Marinha da UFC e ao Laboratório de Cartografia da

FAFIDAM, que cederam, cordialmente, os equipamentos necessários para

realização dos trabalhos de campo.

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RESUMO

A partir de uma interpretação geomorfológica, o presente trabalho propõe

uma reconstituição evolutiva das formas de relevo para o baixo curso do rio

Jaguaribe – Ceará, remetendo-se a processos estruturais e climáticos que definiram

sua evolução. O baixo vale do rio Jaguaribe no contexto cearense constitui uma

região para onde convergem as mais variadas energias, sendo a associada aos

recursos hídricos as que assumem papel fundamental no entendimento da origem e

evolução da planície aluvial. Faz necessário remeter-se a eventos geológicos

passados para poder entender-se as formas presentes. Assim, analisar a origem e a

evolução da planície aluvial do Baixo Jaguaribe significa resgatar o processo de

elaboração do relevo cearense no contexto nordestino através da análise dos

processos internos que influenciam na drenagem e assim a formação dos ambientes

deposicionais. Os processos estruturais constituem o primeiro elemento considerado

na formação do Baixo Jaguaribe. A tectônica assume papel fundamental na

configuração da topografia de superfície definindo através do controle estrutural da

drenagem e das condições de deposição. No caso do Baixo vale do Jaguaribe a

formação da planície não se deu apenas sobre o embasamento como é comum em

outras regiões. Sua evolução está intrinsecamente condicionada a resistência que

as rochas do Grupo Apodi - pertencentes à Bacia Potiguar, sobre a qual foi

elaborada a chapada do Apodi - apresentam à erosão fluvial, estando estas situadas

na borda direita da planície, em seu baixo curso. A Bacia Potiguar também assume

relevância no sentido de que constituiu a primeira deposição da área da atual

planície sendo o recuo da chapada promovido por processos areolares. O Baixo

Vale também é resultado do recuo da vertente sendo a rede de drenagem a principal

responsável. Por fim, cita-se como elemento fundamental a ação dos processos

morfogenéticos cenozóicos, caracterizados por intensa variabilidade climática, que

imprimiram e imprimem o desgaste processual do relevo e conseqüentemente a

formação de ambientes de deposição – no caso particular, como resultado da

hidrodinâmica fluvial e de seu incessante trabalho de erodir, transportar e depositar,

com o que metamorfoseia constantemente o relevo.

Palavras Chave: tectônica, evolução, paleoclimas, geomorfologia, assoreamento

SUMMARY

Within a geomorphological interpretation, the present work aims an interpretation of

the relief forms along the low course of Jaguaribe river, in Ceará state, with a special

attention to the structural and climatic processes which defined its evolution. The low

valley the Jaguaribe river, within Ceará context, arises as a region where a large

variety of energy sources converge, being the ones which are associated to the

evolution of the alluvial plain those which play a fundamental role. It is necessary to

return to past geological events in order to understand the present forms. Thus,

analyzing the origin and the evolution of the alluvial plain of the low Jaguaribe means

rescuing the process of elaboration of the relief of Ceará within the Northeastern

context by means of the analysis of the internal processes which influence the

drainage and, as a result, the formation of the alluvial environments. The structural

processes constitute the first element to be considered in the formation of the low

Jaguaribe relief. The tectonic processes assume a fundamental role in the

configuration of the surface topography, being so defined by means of the structural

control of the drainage and the deposition conditions. In the case of the low

Jaguaribe valley, the formation of its plain didn’t occur only on the embasement as it

is usual in other regions. Its evolution is intrinsically conditioned to the resistance of

the rocks of the Apodi Group – which belong to Potiguar basin, on which the Apodi

plateau was elaborated – present to the fluvial erosion, being these placed on the

right border if the plain, at its low course. The Potiguar basin also assumes

relevance, which means that it constitutes the first disposition of the area of the

current plain, being the retreat of the plateau due to the areolar processes. The low

valley is also a result of the erosion of the slope, being the drainage the main

responsible factor. Finally, the action of the Cenozoic morphogenetic processes are

mentioned as a fundamental element, being those by an intense climatic variability,

which have defined the procedural evolution of the relief and consequently the

formation of the deposition environments – particularly in this case as a result of the

fluvial hydrodynamics and its incessant action by sculpting, eroding, transporting and

depositing, thus metamorphosing the relief constantly.

Key Words: Tectonics, Evolution, Paleoclimates, Geomorphologfy.

SUMÁRIO

I - Introdução ............................................................................................................11

II - Caracterização Geoambiental .......................................................................... 16

3.1. Localização da Área .............................................................................. 17

3.1. Contexto Geológico-Geomorfológico ...................................................... 21

3.2. Contexto Hidroclimático ..........................................................................23

3.3. Contextualização Morfopedológica ........................................................

III - Pressupostos Metodológicos ......................................................................... 32

2.1. Geomorfologia no Contexto Geográfico ................................................. 36

2.2. Procedimentos Técnico-Operacionais .................................................... 39

IV - Organização Estrutural da Área ..................................................................... 41

4.1. Tectônica de Placas e Contexto Estrutural ............................................. 42

4.2. A Província Borborema ........................................................................... 46

4.3. Rifteamento e Tectônica Cretácea .......................................................... 49

4.4. Nordeste: o último elo de ligação ............................................................ 52

V - Formação da Bacia Potiguar ........................................................................... 59

5.1 Aspectos Gerais ...................................................................................... 60

5.2 Arcabouço Estrutural ............................................................................... 61

5.3 Processos Deposicionais ........................................................................ 66

5.4 Configuração do Relevo: Cuesta do Apodi e o Baixo Vale do

Jaguaribe....................................................................................................... 74

VI - Formação e Evolução Geomorfológica da Planície Fluvial do Rio

Jaguaribe................................................................................................................. 85

6.1 O Regime de Escoamento e a Elaboração do Relevo Cearense ........... 86

6.2 Configuração Estrutural e a Organização da Rede de Drenagem ......... 90

6.3 Hidrodinâmica Fluvial ............................................................................. 93

6.4 Contexto Climático e proposta de Evolução do Relevo ......................... 96

6.5 Resultados da Sondagem ................................................................... 112

6.6 Análise da Rede de Drenagem .......................................................... 114

VII - Ocupação Territorial e Formação da Região Jaguaribana..................... 120

7.1 Introdução ........................................................................................... 121

7.2 Processo de Ocupação ...................................................................... 125

7.3 O ciclo da Cera ................................................................................... 126

7.4 Um novo Modelo de Desenvolvimento Agrícola ................................. 127

7.5 Agricultura Moderna e suas implicações no Espaço Jaguaribano ..... 129

VIII - Análise ambiental ..................................................................................... 135

8.3 Impactos Ambientais .......................................................................... 136

8.3.1 Reestruturação Territorial e Impactos na Rede de Drenagem .. 136

8.3.2 Hidrodinâmica Fluvial e Morfometria ......................................... 143

XIX - Conclusão ................................................................................................. 149

Referências Bibliográficas................................................................................. 154

LISTA DE FIGURAS

Pág.

Capítulo 2

Figura 2.1 - Mapa Hipsométrico .......................................................................... 18

Figura 2.2 - Bloco Diagrama do Baixo Jaguaribe ............................................... 21

Figura 2.3 - Zona de Convergência Intertropical ................................................ 23

Figura 2.4 - Tipos Climáticos................................................................................ 24

Figura 2.5 - Bacia do Jaguaribe .......................................................................... 26

Figura 2.6 - Perfil morfopedológico simplificado do baixo jaguaribe .................. 28

Figura 2.7 - Gretas de contração em vertissolo ................................................. 29

Capítulo 4

Figura 4.1 - Placas Tectônicas............................................................................ 43

Figura 4.2 - Reconstrução das posições dos continentes de 2,0 B.a até 10

M.a.......................................................................................................................

Figura 4.3 - Província Borborema ....................................................................... 47

Figura 4.4 - Aglutinações e dispersões continentais .......................................... 48

Figura 4.5 - Afastamento entre os continentes Americano e Africano 50

Figura 4.6 - Regime de falhas e contexto estrutural do NE submetido à

distensão .............................................................................................................

Figura 4.7 - Eixos de rifteamento no Nordeste Brasileiro ................................... 52

Figura 4.8 - Margem transformante .................................................................... 54

Figura 4.9 - Separação Brasil-África e esquema de rifte passivo e ativo ........... 55

Figura 4.10 - compreensão e distensão no Nordeste ...................................... 56

Figura 4.11 - Principais falhamentos e lineamentos do Nordeste ..................... 57

Capítulo 5

Figura 5.1 - Localização da Bacia Potiguar (Brasil, NE e Ceará) ...................... 60

Figura 5.2 - Bacia Potiguar: perfil esquemático de sua estruturação interna...... 63

Figura 5.3 - Mapa de Profundidade da Interface Crosta–Manto (Região

Nordeste) ............................................................................................................

Figura 5.4 - Fases Sin-Rifte ............................................................................... 69

Figura 5.5 - Mapa Geológico da Bacia Potiguar ................................................ 72

Figura 5.6 - Seção colunar do grupo Apodi nas proximidades de Mossoró........ 74

Figura 5.7 - Bloco Diagrama (1) ......................................................................... 75

Figura 5.8 - Seção colunar do grupo Apodi na vertente da cuesta em Quixeré.. 76

Figura 5.9 - Bloco Diagrama do Baixo Jaguaribe .............................................. 78

Figura 5.10 - Estágios Deposicionais Sin-Rifte e Pós-Rifte ............................... 80

Figura 5.11 - Paleogeografia da bacia potiguar na seção de estudo ............... 83

Capítulo 6

Figura 6.1 - Bacia de drenagem........................................................................... 88

Figura 6.2 - Drenagem dendrítica ...................................................................... 88

Figura 6.3 - Controle estrutural do rio Jaguaribe ................................................ 91

Figura 6.4 – Bacia do Médio Jaguaribe............................................................... 92

Figura 6.5 - Perfis Geológicos............................................................................. 97

Figura 6.6 - Variações do nível do mar durante o Cenozóico ............................ 98

Figura 6.7 - Gênese da Formação Faceira ........................................................ 104

Figura 6.8 - Esquema de formação de terraço 106

Figura 6.9 - Incisão de Vale na Formação Faceira ............................................ 107

Figura 6.10 - Fase deposicional em clima seco ................................................ 109

Figura 6.11 - Perfil topográfico do baixo Jaguaribe............................................. 110

Figura 6.12 - Fase deposicional ocorrida sob clima seco (Holoceno) ............... 111

Figura 6.13 - Bloco Diagrama evidenciando paleoterraço................................... 116

Figura 6.14 - Tectônica comprensiva no Nordeste ............................................. 117

Figura 6.15 - Perfis Topográficos......................................................................... 118

Capítulo 7

Figura 7.1 - Vias de penetração do estado do Ceará no século XVIII................. 122

Figura 7.2 - Densidade ocupacional no Baixo Jaguaribe no século XVIII .......... 123

Figura 7.3 - Mapa da região Jaguaribana .......................................................... 125

Capítulo 8

Figura 8.1 – Fotografia Aérea (1988) e Imagem Landsat (2002) do Rio

Jaguaribe ............................................................................................................ 142

Figura 8.2 - Mapa de Mata Ciliar.......................................................................... 143

Figura 8.3 – Mapa de drenagem atual e nova proposta de classificação ........... 146

LISTA DE MAPAS

Pág.

Capítulo 2

Mapa 2.1 - Mapa de Localização da Área ......................................................... 20

Capítulo 5

Mapa 5.1 - Mapa Geológico da Área ................................................................. 82

Capítulo 6

Mapa 6.1 - Bacia do Jaguaribe (Hipsometria e rede de drenagem) .................. 95

Mapa 6.2 - Mapa de Drenagem do baixo Jaguaribe .......................................... 115

Capítulo 8

Mapa 8.1 - Mapa Morfométrico .......................................................................... 141

LISTA DE FOTOS

Pág.

Capítulo 5

Foto - 5.1 Inselberg’s exumados.......................................................................... 81

Capítulo 6

6.1 - Formação Faceira........................................................................................ 105

6.2 - Níveis de deposição aluvial ........................................................................ 110

6.3 - Inselbergue exumado ................................................................................. 112

6.4 - Sondagem Vibra Core ................................................................................. 113

6.5, 6.6, 6.7 - Resultados de Sondagem ............................................................. 114

Capítulo 8

8.1 - Rio Jaguaribe em Limoeiro do Norte........................................................... 139

8.2 - Erosão de margem no Rio Jaguaribe................................................................. 141

8.3 - Leito atual do Rio Jaguaribe........................................................................ 148

8.4 - Exploração Mineral no Rio Jaguaribe.......................................................... 148

CAPÍTULO

1. INTRODUÇÃO

A superfície da Terra e seu aspecto morfológico heterogêneo sempre

despertaram a curiosidade humana. Tal preocupação é bastante antiga, assim como

são antigas as tentativas de interpretação. Altas montanhas cortadas por vales,

planícies e depressões, bem como seus processos modeladores, historicamente

tiveram suas gêneses atribuídas às ações divinas, sendo tudo que existe, resultado

direto dessas ações. Essas explicações perduraram por vários séculos, sobretudo

na Idade Média, onde a igreja assume papel disseminador de dogmas religiosos, na

forma de fábulas que auxiliavam em sua manutenção como principal poder vigente

(CRISTOFOLETTI, 1980).

Obviamente, tais explicações, não foram acolhidas como indubitáveis

verdades por aqueles que acreditavam na aplicação de métodos racionais de

observação e análise como a única forma de se explicar a realidade. Assim como

várias outras questões, o relevo terrestre constituiu, a partir da Idade Moderna,

importante preocupação que possibilitou o desenvolvimento e a compreensão das

leis naturais que regem o planeta.

É na Grécia antiga, berço da civilização, que surgem as primeiras

preocupações de cunho racionalista. Tais explicações buscavam entender a

dinâmica constante e transformadora da superfície terrestre, bem como sua forma,

tamanho e características.

Tales de Mileto (636-645 A.c,), atento aos depósitos fluviais e à água

como meio realizador, atribui a esta a própria formação da Terra, acreditando ser

possível a terra se transformar em água e a água em terra (LEINTZ, 1988).

Heródoto (484-425 a.C) afirma que o Egito era dádiva do Nilo, dedução

feita a partir da observação da sedimentação no baixo curso do rio Nilo, sobretudo,

em seu delta (LEINTZ, 1988).

Aristóteles (383-322 a.C), além de ser hábil conhecedor de drenagem,

identificou fósseis em depósitos sedimentares, aos quais atribuiu origem associada a

animais aquáticos, considerando que anteriormente animais terrestres foram

aquáticos (LEINTZ, 1988).

Erastótenes (295 – 194 a.C) calculou a circunferência da terra utilizando

apenas um fio de prumo colocado em um poço na cidade de Alexandria e outro em

Siena, ambos ao meio dia: observou e mediu o ângulo formado pelos raios solares,

e dessa forma determinou a circunferência da Terra com notável precisão (SALLES,

1997).

Vários séculos mais tarde começam a surgir os primeiros trabalhos

sistemáticos com Leonardo da Vinci (1452-1519) e Buffon (1707-1788), que

detalham o trabalho erosivo dos rios em escavar vales, erodir material, transportá-lo

de um lugar e depositá-lo em outro, transformando assim a superfície da Terra

(ROSS, 2000).

Contemporâneo de Buffon, James Hutton (1727-1797), considerado o

principal precursor nos estudos em Geomorfologia Fluvial, estudou a capacidade

modeladora dos rios e desenvolveu teorias balizadas em critérios rigorosos de

observação da natureza, a partir de leis que regem a dinâmica do mundo natural.

Estudar o presente para entender o passado, constituía o princípio que ficou

conhecido como princípio do atualismo (MARQUES, 1995).

John Playfair (1748-1819) estudou a hidrologia de canais e o tamanho dos

vales como resultado direto do trabalho erosivo do rio que o ocupa. Também foi um

dos principais seguidores de Hutton, junto a Charles Lyell (1797-1875). Lyell foi o

principal divulgador das idéias de Hutton e também forneceu detalhes sobre os

processos erosivos e denudacionais na evolução do relevo (ROSS, 2000).

No século XIX e XX, a geomorfologia deu um grande salto qualitativo,

função direta dos trabalhos de A. Penk, De Martonne e, principalmente, Morris Davis

com o ciclo geográfico, os quais contribuíram consubstancialmente para o

desenvolvimento da Geomorfologia como ciência (FERREIRA, 1999). No Brasil, na

década de 50, 60 e 70, os trabalhos pioneiros de L. King, Jean Tricart, Bigarella,

Suguio, Ab’Saber dentre outros, assumem fundamental significado na evolução dos

modelos de elaboração do relevo das paisagens tropicais (BIGARELLA, 2003).

Atualmente a Geomorfologia, como ciência que estuda a forma e a

evolução da superfície terrestre e sua espacialização, constitui um ramo do

conhecimento intrinsecamente ligado ao entendimento da gênese e dinâmica das

paisagens a partir de seus agentes modeladores (CRISTOFOLETTI, 1980).

Dentre os diversos elementos que constituem a paisagem geográfica, as

correntes fluviais têm caráter fundamental no processo de evolução física do globo.

Os rios em toda a história humana têm desempenhado importante papel, agindo

como fontes abastecedoras de água para o consumo das civilizações que vieram a

desenvolver a agricultura, a pesca, a construção de moradias, a criação de animais.

Os primeiros agrupamentos humanos localizavam-se sempre próximos de regiões

onde a água era de fácil acesso para o consumo, para a produção de alimentos e

para o uso doméstico. Grandes civilizações desenvolveram-se exatamente nos vales

dos grandes rios, como a egípcia no vale do Nilo e a chinesa no vale do rio Amarelo

(BEZERRA, 2002). Também constituem os principais agentes de erosão e

transporte de partículas finas em suspensão até grandes calhaus, que são

depositados nas planícies, nos lagos, e no mar (SUGUIO, 1980).

Hoje, é sabido que os rios não só constituem fatores importantes para o

desenvolvimento social e econômico, como também se mostram como importantes

elementos da evolução física do planeta. Assim, eles exercem fundamental papel na

definição do modelado do relevo, agindo como receptores e transportadores dos

sedimentos provenientes de seu alto curso, que são depositados ao longo de seu

trajeto, definindo assim, novas feições geomorfológicas e promovendo muitas vezes

a construção de ambientes naturais de deposição como as planícies.

Com o propósito de compreender a elaboração do espaço geográfico

jaguaribano, sistematizando em um primeiro momento, a organização do espaço

natural do baixo vale (Capítulos: 04, 05 e 06), e em um segundo, abordando

aspectos referentes ao processo civilizatório e formação da região seguido de uma

análise referente à problemática ambiental (Capítulos: 07 e 08), a presente

pesquisa, através de uma contextualização geológica e geomorfológica, bem como

físico-geográfica, pretende propor uma síntese sobre a origem e evolução

geomorfológica da planície fluvial do Baixo Jaguaribe, onde esta limita-se com os

terrenos cretáceos da Bacia Potiguar – Ceará. Na última parte (Capítulos 07 08)

será revisto o processo de formação da região a partir dos diferentes usos

econômicos e sociais na qual o território jaguaribano fora submetido para assim

entender o contexto atual e os problemas ambientais decorrentes do modelo de

utilização do ambiente que tem experimentado fortes mudanças em seu espaço

natural, associadas, sobretudo, à obras hidráulicas e principalmente ao

desmatamento das margens de seus principais rios e exploração de seus leitos, que

ultimamente modificaram notoriamente a dinâmica fluvial regional, alterando assim,

a drenagem e a configuração fluvial.

CAPÍTULO

2. CARACTERIZAÇÃO GEOAMBIENTAL

2.1 Localização da Área

Situado no setor leste do Estado do Ceará, o baixo vale do Jaguaribe,

compreende a sub-bacia hidrográfica do rio de denominação homônima, sendo

também o mais importante recurso hídrico do Estado. Drenando uma área

equivalente à metade do espaço cearense, o rio Jaguaribe, em seus 610 km de

curso, faz-se presente nas mais diversificadas áreas até atingir seu baixo curso,

onde desenvolve uma planície situada em um grande vale que se alarga para

jusante até encontrar a Formação Barreiras, que condiciona uma diminuição

imediata em sua largura.

Foto 2.1 Baixo Jaguaribe (1) Foto: Cavalcante 2005

Um vale de largura e extensão consideráveis (80km x 10km,

aproximadamente) é a principal característica da área, que está situada no nível de

30 mt de altitude, circundada por relevos mais elevados nas margens direita e

esquerda. Uma vertente com inclinação bastante variável separa o nível da planície

fluvial com o front da cuesta do Apodi, situada à direita a 180 mt de altitude,

aproximadamente. Em virtude de sua inexpressiva inclinação, configura um platô

onde comumente costuma-se chamar de chapada do Apodi. (Foto 2.1). Do lado

esquerdo, a planície limita-se com os depósitos fluviais Tércio-quaternários da

Formação Faceira, que também situam-se em um nível mais elevado de

aproximadamente 80 mt, configurando um desnível topográfico entre sua superfície

e o baixo vale, da ordem de 50 mt.

Fig. 2.1 - Mapa Hipsométrico

A topografia do baixo Jaguaribe é representada por sucessivos planos

separados por desníveis variados, sendo toda a área notavelmente aplainada,

composta por sedimentos de idade, origem e níveis litogênicos diferenciados, com

destaque para os aluviões.

Os aluviões atuais e sub-atuais, constituem a maior parte do baixo

Jaguaribe, alargando seus depósitos a partir da cidade de Tabuleiro do Norte (Mapa

2.1), formando uma planície de cerca de 10 km de largura por 100 km de

comprimento onde os principais rios (Jaguaribe e Banabuiú) delimitam seu curso.

Este é o baixo Jaguaribe propriamente dito, no qual os dois

grandes rios vão misturar suas águas, caminhando com dificuldade

pelos leitos sinuosos e variados até a zona do estuário,

serpenteando entre o maciço cristalino a oeste e a falésia dos

calcários do Apodi, a leste, no meio de florestas de carnaúba que

revestem as zonas baixas inundáveis (SUDENE/ASMIC, 1967).

Assim foi descrito a região Jaguaribana por estudos pioneiros como o GVJ

(Grupo de Estudos do Vale do Jaguaribe), que foram realizados na década de 60, e

constituem importante documento de caráter descritivo da paisagem Jaguaribana.

2.1. Baixo Jaguaribe (2) Foto: Cavalcante, 2005.

Como é possível perceber, o predomínio das superfícies de acumulação

configuram zonas aplainadas, com destaque para as formas de erosão pronunciada

como a escarpa do Apodi situada na extrema direita da foto.

O recorte espacial estabelecido compreende parte dos municípios de

Tabuleiro do Norte, Limoeiro, Quixeré, Russas e Jaguaruana (Mapa 2.1). A área em

questão situa-se no lado leste do Estado do Ceará, sendo seu acesso, feito pela

rodovia BR 116, distando 180 km no sentido Sudoeste de Fortaleza.

2.2. Aspectos Geológico-Geomorfológicos

A geologia da área está representada basicamente pelos sedimentos Plio-

pleistocênicos da Formação Faceira, holocênicos dos aluviões (Cap. 6) e cretáceos

do grupo Apodi (Cap.5), bem como pelo embasamento cristalino referente ao Pré-

cambriano (Cap.4) (Mapa 4.1). Porém, em abrangência espacial na área de estudo

predominam os terrenos sedimentares quaternários, envolvendo a planície aluvial do

rio Jaguaribe e seus paleo-terraços.

Fig. 2.2 Bloco Diagrama do Baixo Jaguaribe

Marcada por um intenso processo de deposição sobre o embasamento

cristalino, a planície fluvial do rio Jaguaribe, assim como as demais áreas de

deposição, foi formada pela interação conjunta de processos geomorfológicos e

climáticos dados a partir do desgaste de rochas do embasamento e pela ação de

mudanças climáticas ocorridas a partir do Cenozóico.

Todas as figuras presentes no decorrer deste trabalho não referenciadas são de produção pessoal

Os depósitos Pleistocênicos e Holocênicos (RADAMBRASIL, 1981) da

planície fluvial são compostos principalmente de aluviões constituídos por areias

finas a grosseiras, além de materiais de menor granulometria; como os depósitos

arenosos, e de maior granulometria como os cascalhos.

Os sedimentos do vale do Rio Jaguaribe foram estudados por

Brasil/SUDENE (1967) para fins hidrogeológicos, cujos resultados indicaram

espessuras superiores a 30 metros em alguns locais à jusante da confluência do Rio

Banabuiú com o Jaguaribe. Nestas zonas, os vales são muito largos, com terraços

marginais inundáveis nas enchentes. No alto curso, entretanto, a espessura de tais

sedimentos diminui sensivelmente (RADAMBRASIL, 1981).

Tais sedimentos formam as planícies fluviais, que são feições típicas de

acumulação derivadas do trabalho que os rios executam - erodindo, em seu alto

curso, transportando em seu médio curso e depositando sedimentos em seu baixo

curso, representando importantes fontes de abastecimento de água subterrânea

passível de ser explotada por poços de pequena profundidade a baixo custo de

infra-estrutura. No caso estudado a planície chega a atingir 10 km de largura, e nela

situam-se as reservas de depósitos argilosos do Baixo Jaguaribe.

O rio possui margens limitadas por baixos níveis de terraços fluviais,

compostos por seixos de composição quartzosa, mantidos pela mata ribeirinha.

Acima do terraço constitui-se a várzea que é uma área típica da planície, local onde

se verifica o intenso uso agrícola no período chuvoso, quando as águas baixam

deixando os solos férteis devido às deposições de restos orgânicos trazidos pelo rio

nos períodos de cheia.

Segundo Souza (2002), a semi-aridez na qual o baixo Jaguaribe encontra-

se condicionado, conduziu o desenvolvimento de uma vasta superfície de

aplainamento dada a partir de processos de morfogênese responsáveis pela

elaboração da depressão periférica oriental do Estado do Ceará, onde situa-se a

área de estudo.

Trata-se de heranças de paleoclimas secos que mantém suas

características morfogenéticas pela semi-aridez do clima atual, engendrando

processos de pedimentação. Sua topografia apresenta feições aplainadas com

declividades suaves que convergem para o fundo dos vales (MORAIS et al., 1997).

2.3. Aspectos Hidroclimáticos

O escoamento das águas, principal processo modelador e transformador

do relevo, é influenciado diretamente pela contextualização climática da região,

marcada por estar inserida no domínio do clima semi-árido. O domínio Semi-árido,

predominante no Nordeste Brasileiro, tem como característica principal a existência

de dois períodos definidos: um seco e longo, em média com oito meses de duração,

e um úmido, curto e irregular com média pluviométrica de 700 mm/ano distribuídos

desigualmente no tempo e no espaço.

Dentre os diversos condicionantes da precipitação, a Zona de

Convergência Intertropical (ZCIT), assume caráter fundamental (NIMER, 1979).

Dependendo do grau de inclinação dos raios solares no equador, sua incidência

favorecerá, a partir da atuação dos anticiclones do Atlântico Norte e Sul, a subida ou

descida em relação ao equador da ZCIT (Fig. 2.3).

Fig. 2.3 Zona de Convergência Intertropical

De acordo com o Radambrasil (1981), que analisa a área delimitada pelos

paralelos 2°30 a 4°00 de latitude sul e pelos meridianos 38°00 e 42°00 de longitude

oeste, área de interesse deste trabalho, há uma marcada influência da circulação

atmosférica e de fatores geográficos na configuração de um quadro pluviométrico

altamente diferenciado no interior de um espaço, relativamente, reduzido e muito

variável de ano para ano.

Acrescenta-se a isso a gênese das chuvas em termos de circulação

atmosférica, ação da Convergência Intertropical, perturbações nas correntes de

Alísios e fatores geográficos associados à latitude, orientação do litoral em relação à

corrente de Alísios e ao relevo (SOUZA, 2002).

A estação chuvosa (acima de 60% do todo anual) ocorre variando entre

março a maio e janeiro a abril, sendo a estação seca observada de setembro a

dezembro (DIAS & MARENGO, 2002).

Fig. 2.4 Tipos Climáticos

Essas características constituem fatores de grande importância para o

regime de precipitação local e aspectos físico-ecológicos, sendo também de

fundamental importância para o desenvolvimento econômico do Estado e sua

política de exportação de frutas tropicais.

Com uma extensão de cerca de 610 km, desde as nascentes a sudoeste

até o litoral a nordeste, o rio Jaguaribe e seus tributários percorrem uma região

dominada, basicamente, pelas formações vegetais da savana estépica (Caatinga) e

as de tensão ecológica, do tipo contato savana-estepe na região da serra do Pereiro

e estepe-floresta estacional no setor extremo sul (IBGE, 1999).

A variação florística deriva diretamente de condições climáticas, edáficas e

geomorfológicas. Na área de estudo a associação de solos aluviais, vertissolos e

podzólicos junto aos aspectos fluviais, definiram um padrão fitogeográfico

predominantemente marcado pela mata de várzea, com destaque para os

carnaubais que atualmente constituem vestígios do desmatamento evidenciado.

Como já mencionado, o Rio Jaguaribe em seus 610 km de percurso,

possui uma densa rede de drenagem, sendo seus afluentes principais os Rios

Salgado, na margem direita, e Banabuiú, na margem esquerda, cujas bacias são

consideradas sub-bacias do Jaguaribe. Dessa forma, o substrato geológico da bacia

do Jaguaribe marcado pela supremacia dos terrenos cristalinos, reflete uma densa

rede de drenagem imposta pelo escoamento incessante, que em associação com a

contextualização pluviométrica, resulta na formação de várias bacias hidrográficas,

dentre as quais se insere a bacia do rio Jaguaribe, correspondendo a praticamente

metade do Estado (48%). Com tamanha dimensão (74.000 km²), esta bacia é

dividida em cinco Sub-bacias nas quais três são diretamente cortadas pelo rio

Jaguaribe (Sub-bacia do alto Jaguaribe, do médio Jaguaribe e baixo-Jaguaribe) e

duas que deságuam dentro do mesmo (Sub-bacia do Salgado e do Banabuiú) (Fig.

3.5) (IBGE, 1999).

A bacia do Jaguaribe tem uma forma bastante irregular, apresentando nos

alto e médio cursos uma largura média de 220 km, enquanto que no baixo curso

passa a ter uma largura de 80 km que vai diminuindo gradativamente até o mar,

onde atinge os 40 km de largura (Fig. 3.5) (RADAMBRASIL, 1981).

Fig. 2.5 Bacia do Jaguaribe (1) Betard e Maia 2005

O padrão da rede de drenagem é dentrítico, apresentando em alguns

pontos, em função das mudanças nas características do substrato, um padrão

anastomosado e subdendrítico. No geral, apresenta um adensamento de canais em

direção à montante, característica que deriva diretamente das condições de

impermeabilidade do terreno, diferentemente do que ocorre no baixo curso, onde os

canais, geralmente de 3° e 4° ordem, drenam elevado volume de água em uma

superfície onde a ramificação é menos expressiva.

2.4. Contextualização Morfopedológica

Especificamente na área estudada (planície fluvial do Baixo Jaguaribe) a

realidade apresenta-se de modo bastante diferente em relação ao que existe à

montante. Como se trata de uma área de deposição, os aluviões funcionam como

bons reservatórios, drenando a água, favorecendo maior armazenamento e menor

escoamento dada à boa porosidade e suficiente permeabilidade. Sua recarga hídrica

é assegurada pelas precipitações pluviométricas e pela contribuição da rede de

drenagem influente, particularmente no decorrer dos períodos de cheias. Portanto,

por ser uma área sedimentar de fácil infiltração, predomina a presença de água

subterrânea em toda sua extensão.

O contexto temporal e evolutivo da pedogênese regional pode ser dividido

em dois momentos distintos, dados a partir de fenômenos de natureza estrutural e

climática que definem a formação de diferentes ambientes. Em um primeiro

momento a formação da bacia sedimentar Potiguar, no cretáceo, vem constituir o

elemento do relevo mais antigo da área em destaque. O platô formado a partir da

erosão de vertentes por pediplanação, como é comum em todo semi-árido

Nordestino, é formado por depósitos biogênicos marinhos consolidados e sua

decomposição deu origem ao manto de intemperismo no qual encontram-se

atualmente os cambissolos.

Em um segundo momento, a geomoforgênese cenozóica, em um contexto

de variabilidade climática, imprimiu fases pedogênicas e morfogênicas, dando dessa

forma, condições para a formação da planície aluvial através dos processos de

hidrodinâmica fluvial dados com o desencadear do trabalho de erodir, transportar e

depositar todo material disponível. Assim foram gerados os depósitos que deram

origem a solos desenvolvidos de material inconsolidado e de gênese alóctone.

O mosaico de solos que compõem o recorte espacial em destaque pode

ser definido pelos cambissolos, na chapada do Apodi (Bacia Potiguar), solos aluviais

e vertissolos na planície fluvial que margeia as rochas cretáceas do grupo Apodi,

neossolos litólicos no limite entre o baixo e o médio Jaguaribe e nos rebordos e

patamares da bacia Potiguar (Fig. 2.6).

Fig. 2.6. Perfil morfopedológico simplificado do baixo Jaguaribe.

A bacia sedimentar cretácea margeia toda porção leste da área

pesquisada e deriva de sedimentação marinha e continental, sendo seu topo

formado por rochas calcáreas pertencentes à Formação Jandaíra. Da decomposição

desta, origina-se os cambissolos, por vezes associados com o latossolo. Os solos

desta unidade são os mais antigos da pedologia regional, pois a bacia sedimentar na

qual estão assentados teve sua origem no Cretáceo, o que diferencia dos terrenos

Tércio-Quaternários que ocorrem em sua base (RADAMBRASIL, 1981).

Produto de decomposição de rochas calcárias, os cambissolos no Estado

do Ceará limitam-se à bacia sedimentar Potiguar, onde projeta um platô escarpado

fruto de processos erosivos. Sua submissão ao clima semi-árido impossibilitou um

maior desenvolvimento dos solos que são pouco diferenciados entre horizontes,

gradando para mais claro à medida que se aprofunda e se aproxima das rochas

calcáreas, compreendendo horizontes A, B, C. Constitui um solo de origem

autóctone sem influencia receptiva de material em função de sua topografia que

também diminui significativamente o risco de erosão. De sua propriedade câmbica,

deriva sua taxonomia caracterizada pelo incipiente desenvolvimento do horizonte B,

em função das condições climáticas, principalmente. Em superfície apresenta

coloração marrom-avermalhada em função do alto teor de ferro presente. O ferro

oxidado concentra-se em superfície em estado concrecionário na forma de Plintita

(Fe 2) que é denominado popularmente de cascalho, e sua formação está associada

ao esquema de umedecimento e secagem, dado a partir de um período úmido

seguido de um período de estiagem, como é comum no semi-árido Nordestino

(RADAMBRASIL, 1981).

Os cambissolos são normalmente eutróficos e possuem grande

quantidade de minerais primários com fragmentos de calcáreo que representam

fonte de nutrientes para as plantas. Possuem textura média à argilosa com alta

CTC

e são praticamente neutros em função da alcalinidade do calcáreo. A

drenagem é regular em função da topografia e da matriz argilosa (IPLANCE, 1997).

Na base do Platô, encontram-se, associado às deposições fluviais, os

Vertissolos que são solos argilosos apresentando alto teor de fração argilosa do

grupo da Montmorillonita (2:1) (LEITE, 1997), que possuem capacidade de expandir-

se e contrair-se a partir do excesso ou deficiência hídrica.

Dessa característica, denominada propriedade vértica, deriva sua

taxonomia. Tal processo implica em constante remobilização do material de

superfície em direções mais internas a partir do acesso dado com o fendilhamento.

Esta ocorrência é facilitada nos períodos secos, quando as gretas se desenvolvem

permitindo a mistura do material nos primeiros centímetros de solo através de sua

descida que preenche o espaço interno da fenda impossibilitando o surgimento de

um horizonte B (Fig. 2.7).

Fig. 2.7. Gretas de contração em vertissolo

Assim como os aluviais, os vertissolos são solos pouco desenvolvidos

originados de deposições fluviais (LEPSCH, 2002), correlacionadas à influência

receptiva de material calcáreo, que neste caso tem como fonte a escarpa ocidental

da bacia potiguar (PEREIRA, R.C.M. Informação Verbal)

Refere-se à capacidade de adsorção de cátions pelas argilas.

Nos períodos chuvosos tornam-se encharcados, apresentando

característica de pegajosidade e plasticidade em função de sua textura que dificulta

a drenagem, tornando sensíveis ao risco de erosão, neste caso desfavorecido pela

topografia plana na qual normalmente encontram-se. São solos halomórficos e

apresentam seqüência de horizontes A – C. Possuem alto potencial agrícola, sendo

utilizados com agricultura de subsistência. São os seguintes materiais originados

destes solos no Estado do Ceará: a) sedimentos argilosos e siltosos referidos ao

Holoceno (sedimentos das várzeas sob influência de calcários da região); b) arenitos

finos e médios com intercalações de folhelhos e siltitos da formação Açu (Cretáceo)

(RADAMBRASIL, 1981).

Os solos aluviais, predominantes na área de pesquisa, correspondem aos

solos desenvolvidos a partir de sedimentos quaternários pelas deposições fluviais.

Sua distribuição se dá em toda a planície fluvial, estando limitado pela formação

Açu, a oeste, e aos Tabuleiros (Formação Faceira) a leste. Estando limitados por

terrenos sedimentares, o Baixo Jaguaribe possui planície de inundação larga

limitada por baixos níveis de terraços dispostos nas margens de forma paralela ao

curso, ficando mais evidentes nas margens côncavas do rio onde este desenvolve

trabalho erosivo de forma mais incisiva.

Os aluviões são representados por areias finas a grosseiras de cores

variadas, incluindo cascalhos, matacão e argilas com matéria orgânica em

decomposição (RADAMBRASIL, 1981).

Possui perfil incompleto, sem desenvolvimento de horizonte B,

apresentando descontinuidade litológica em todo perfil, em função de sua

estratigrafia apresentar camadas diferenciadas sem relações pedogenéticas entre si,

que denunciam diferentes contextos deposicionais. Não possuem, portanto, relação

com a rocha sobrejacente, diferentemente de horizontes desenvolvidos a partir de

solos alóctones que possuem gênese diretamente vinculada ao substrato. São solos

pouco desenvolvidos e originados de deposições fluviais de natureza diversa

(LEPSCH, 2002), variando de moderadamente a muito profundos, imperfeitamente

drenados e com textura variável. Possuem alta fertilidade natural, com PH variando

de moderadamente ácido à moderadamente alcalino, apresentando variação textural

muito acentuada, mas com predomínio de clásticos finos. (JACOMINE, 1973).

Em associação a essa contextualização pedológica, tem-se também uma

vegetação característica típica de uma caatinga arbustiva fechada e aberta

representada principalmente pela Carnaúba (Copernicia cerífera) e Oiticica (Licania

rígida).

CAPÍTULO

3. PRESSUPOSTOS METODOLÓGICOS

O tratamento metodológico em Geomorfologia consiste na aplicação de

modelos evolutivos do relevo, elaborados a partir de princípios que variam de acordo

com seus idealizadores.

No Brasil, o modelo davisiano do ciclo geográfico e erosão normal, foi o

que mais influenciou as primeiras pesquisas em Geomorfologia. É notório a

linguagem davisiana nos primeiros trabalhos de Ab’ Sáber e Aroldo de Azevedo na

década de 50 do século passado. Esses autores classificaram as zonas baixas e

aplainadas de peneplanos e os planaltos em maturamente erodidos ou relevos

rejuvenecidos, caso fosse considerado um soerguimento.

O norte americano Wiliam Morris Davis impulsionou, fora dos países

europeus (AZEVEDO, 1952), o desenvolvimento dos estudos em Geomorfologia no

final do séc. XIX. O período caracterizava-se por um contexto em que os EUA

estavam em plena política de expansão territorial, e como é comum aos Estados

Nações, a busca pelo aumento de sua área de controle, para exercer livremente, e

de forma hegemônica, seu poder administrativo e executivo, e conseqüentemente,

aumentar sua influência no cenário político-econômico mundial. Dessa forma, a

pesquisa em levantamento dos recursos naturais é impulsionada, sendo sua

conseqüente valorização, fator condicionante do desenvolvimento da Geomorfologia.

Davis (1899) apresenta um modelo teórico, onde todo o relevo tem

começo, meio e fim, considerando em sua proposta os efeitos da erosão fluvial a

qual chamou de erosão normal. Em tal concepção a erosão normal constituía o

principal processo responsável pela elaboração do peneplano, isto é, superfície

aplainada por processos erosivos. Mudanças climáticas ou movimentação

epirogênica constituíam para Davis, apenas acidentes em relação ao seu ciclo

geomórfico ideal.

Para Davis (1899), a superfície sólida da terra seria trabalhada

principalmente pelas mudanças de tempo e a água corrente, considerada como

formadora de um grupo normal de processos destrutivos. Nessa concepção, o vento

dos desertos áridos e o gelo dos desertos frios seriam considerados como

modificações climáticas da norma e devem ser colocadas a parte para discussão em

separado (DAVIS, 1991).

Porém, é a impossibilidade da aplicação de um único método para explicar

o relevo terrestre, como propunha o ciclo do relevo de Davis, que leva o geógrafo

alemão Albrecht Penk, na primeira metade do século XX, a relacionar litologia, solos,

hidrografia e clima na elaboração do relevo, sendo o primeiro a propor as

correlações entre zonalidade climática e evolução das formas de relevo. Penk,

desde então, torna-se pioneiro no estabelecimento da relação entre processos

exógenos e endógenos como condição do entendimento do relevo que constitui,

necessariamente, o produto desta relação na qual chamou: “feição atual da

morfologia” (ROSS, 2000).

No início da primeira metade do séc. XX, o geógrafo francês Emanuel De

Marttone torna-se o precursor da Geomorfologia Climática, colocando o clima como

fator do relevo, dando ênfase especial a este no trabalho morfodinâmico

(CRISTOFOLETTI, 1980). Enquanto Davis enfatiza o trabalho erosivo das correntes

fluviais, De Marttone resgata diretamente os condicionantes climáticos que irão

definir a precipitação e o escoamento.

Para De Marttone, mesmo sendo a erosão promovida pelos cursos d’água

e sendo as violentas ações promovidas pelas enchentes dos grandes rios a forma

mais conhecida do trabalho exodinâmico, é no trabalho lento e contínuo da

decomposição das rochas que reside a importância do clima. Para ele, tal

importância é condição prévia, cuja atividade é regulada pelos elementos climáticos

fundamentais que são o calor e a umidade. A erosão propriamente dita age de forma

descontínua enquanto a decomposição avança por toda parte sem interrupção (DE

MARTTONE, 1991).

Os geógrafos franceses Jean Tricart & André Caleiux (1965) consideraram

que a Geomorfologia Climática surge a partir de uma atitude crítica em relação ao

ciclo davisiano (COLTRINARI, 1991).

A crítica à ciclicidade do relevo estabelecida por De Marttone, reside no

fato da mudança climática representar uma interrupção no ciclo. Para De Marttone, o

Texto publicado originalmente em 1889.

Texto publicado originalmente em 1913.

relevo seria na verdade policíclico, com justaposição de formas topográficas

oriundas de vários ciclos de erosão (AZEVEDO, 1952).

Ainda na primeira metade do século XX, o geomorfólogo sul-africano

Lester Charles King desenvolveu um modelo aplicado à evolução dos relevos

submetidos à semi-aridez, denominado pediplanação, que reúne influências duais

dos modelos de W. Davis e de A. Penk (ROSS, 2000).

De acordo com a teoria da pediplanação, o relevo das regiões semi-áridas

evolui a partir da erosão lateral das estruturas elevadas, onde a ação preferencial do

trabalho erosivo hídrico, juntamente à ação da gravidade, promove o recuo das

vertentes. Nesse contexto, a erosão diferencial imprime um desgaste desigual, com

as vertentes recuando e o topo permanecendo conservado, resultando em perda de

volume sem perda de altimetria, completamente diferente do modelo de Davis, onde

o desgaste homogêneo promovia o aplainamento por completo até o final do ciclo.

O modelo proposto por King baseia-se no fato do relevo não possuir

caráter cíclico, sendo os processos de pediplanação muitas vezes interrompidos por

fases de soerguimento.

No Brasil, Aziz Nacib Ab’Sáber e João José Bigarella constituem, na

década de 60 do séc. XX, as principais referências da aplicação do modelo proposto

por King, através do estudo das variações climáticas do Quaternário. De acordo com

estes pesquisadores, fases pedogenéticas de clima quente e úmido alternaram-se

com fases morfogenéticas em clima quente e seco com chuvas violentas e

esporádicas, onde vigoraram os processos de pediplanação. Uma vez aplicada a

referida teoria, possibilitou-se o desenvolvimento de uma Geomorfologia do

Quaternário com cientistas de diferentes áreas do conhecimento abordando a

temática, sem, no entanto, existir uma definição precisa do tratamento metodológico.

Atualmente, ainda em desenvolvimento, a questão metodológica em

Geomorfologia não pode se definir por uma sistemática única. Esta situação talvez

não seja puramente de caráter referente à indefinição epistemológica, pois,

possivelmente, na Geomorfologia reside a inadequabilidade de um método unitário.

As paisagens possuem histórias de origem e evolução diferentes, sendo

que para cada uma, dependendo de sua história natural, prioriza-se um determinado

processo, ou ação combinada de vários, fazendo do conjunto o resultado das mais

variadas ações, onde a tectônica e o histórico estrutural da área e a ação climática

quaternária são os mais destacáveis.

3.1. Geomorfologia no contexto Geográfico

Na elaboração do entendimento referente à produção do espaço, a

Geografia Física, diante da hipertrofia geomorfológica, torna-se ausente dos

trabalhos gestados na própria Geografia. Ou seja, muitos trabalhos de caráter físico,

têm perdido a dimensão espacial, fundamental no estudo geográfico. Tal situação

deriva do desenvolvimento da Geomorfologia como ciência autônoma por um lado, e

a vinculação à geografia como ciência por outro. Muitas vezes, com efeito, o único

elo de ligação dos geomorfólogos à Geografia é promovido pelo fato de que não

podem, do ponto de vista acadêmico, se apresentarem enquanto tal, haja vista a não

existência de um curso de geomorfologia distinto.

A mesma carência epistemológica que leva o geógrafo físico a investir na

Geomorfologia, como forma aparente de resolver o problema da indefinição

metodológica, é a mesma que levou a Geografia Física, a partir da década de 80, a

tentar resgatar sua essência fundamental.

A partir da teoria geral dos sistemas, do biólogo norte-americano Ludwing

Von Bertalanfy (1934), a Geografia Física passa a trabalhar com a dimensão de

natureza sistêmica, sendo a primeira adaptação da teoria feita pelo geógrafo russo

Victor Borissovitch Sotchava e pelo geógrafo francês Claude Georges Bertrand na

década de 60 do século XX (VEADO, 1995).

Com o Geossistema, a Geografia Física torna-se viúva da dimensão

temporal, tendo em vista que a matriz geossistêmica trabalha apenas as relações

presentes, sendo a classificação espacial das diversas escalas de análise e a

conjunção de todas as relações internas e externas, seus principais objetivos

(CLAUDINO SALES, 2004).

As duas situações (Geomorfologia autônoma e Geossistema) são

problemáticas, pois no primeiro caso o geógrafo geomorfólogo perde a dimensão

espacial dos fenômenos, passando a quantificar e discutir apenas os processos, ou

seja, realizando somente parte do percurso da pesquisa em Geografia Física. Nesse

contexto, a Geografia Física perde seu caráter fundamental definido a partir da

análise espacial.

Importante ressaltar que não existe elemento da natureza nem da

sociedade que não mantenha relações com o espaço que ocupa, bem como com os

demais componentes à sua volta. Dessa forma, a perda da dimensão geográfica, faz

com que a Geomorfologia, como sub-área da Geografia Física, torne-se mais

importante que sua matriz, deixando de estar a serviço desta, abandonando também

as preocupações com as questões territoriais, básicas em qualquer estudo

geográfico.

A segunda situação também é problemática no que concerne à dimensão

temporal dos estudas da natureza, sendo esta analisada e classificada de acordo

com suas relações atuais, o que torna inviável o entendimento da gênese e evolução

das formas, tão fundamentais em qualquer estudo de Geografia Física.

A emergência dos estudos Geossistêmicos, baseados em V. Sotchava

(1963) e C. Bertrand (1968), também leva ao abandono da matriz tradicional em

detrimento da ambiental. Alguns geógrafos brasileiros como Francisco Mendonça

(1996) e Dirce Maria Suetergaray (2002) propõe que a inclusão do homem nos

estudos de Geografia Física, acabou por ultrapassar a própria Geografia Física,

exigindo, na atualidade, falar-se de Geografia ambiental ou sócio-ambiental

(MENDONÇA, 1996).

A inclusão do homem em moldes naturalistas, como propõe o

geossistema, não garante ao estudo, o status de uma geografia unitária como se

pretende, tendo em vista que a tão polêmica unidade entre sociedade e natureza só

é possível: (1) pela humanização da natureza, passando essa a ser mero recurso

utilizado pela sociedade ou (2) naturalizando-se o homem, abordando-o pelo viés

antrópico, levando ao que Colângelo (2004) denominou de antropomorfização da

natureza e desumanização do homem.

Em tais moldes de se produzir uma unidade do espaço, é preferível que

ele seja mesmo dicotômico, pois permite o aprofundamento da pesquisa tendo em

vista que a quantidade de variáveis a serem trabalhadas no estudo geossistêmico

torna esse fato difícil.

O que se observa, é que na matriz ambiental, os pilares da Geografia

Física, materializados nos clássicos trabalhos de Climatologia e Geomorfologia,

principalmente, tornam-se por vezes obsoletos, caindo em desuso pelos trabalhos

de cunho ambientalista.

Unir sociedade e natureza em uma mesma escala de análise que se julga

capaz de fazê-la é no mínimo superficial o resultado. De acordo com Platão, a

realidade do mundo é única e só existe no plano das idéias, sendo o mundo material

que é concebido, uma ilusão na qual julgamos ser a realidade. Nesta realidade

reside a preocupação da ciência em entendê-la, e como trata-se de um objeto

extremamente complexo para análise pela atual condição intelectual humana, não

pode ser explicada por uma matriz única de interpretação. De modo análogo ocorre

na Geografia, onde a dimensão de seu objeto, o espaço geográfico, necessita da

fragmentação do mesmo para que o estudo e a pesquisa possam se estabelecer.

Diante da problemática exposta, a presente pesquisa objetiva analisar o

processo de formação e evolução geomorfológica, bem como ocupação e

problemática ambiental da planície aluvial do baixo curso do Rio Jaguaribe, optando

por fazer, em um primeiro momento, uma reconstrução evolutiva das formas de

relevo, através da análise de processos estruturais e climáticos, pela utilização de

elementos de geologia, clima e geomorfologia na elaboração da síntese do processo

evolutivo.

Uma vez traçado o surgimento e a evolução da área, será revisado o

processo civilizatório, relacionando-o com a ocupação dos espaços de várzea, em

uma relação, não determinista, que abordará aspectos histórico-geográficos que

engendraram as mais diferentes funções ao espaço Jaguaribano, até as condições

concretas para a formação da região e suas implicações atuais.

Uma vez formado e ocupado o espaço Jaguaribano, seus problemas

ambientais serão analisados como produto de uma relação dessimétrica entre

sociedade e natureza, abordando primeiramente, aspectos referentes às

potencialidades naturais morfopedológicas e os problemas ambientais atuais

decorrentes da elevada pressão exercida sobre seus recursos.

Na efetivação de tal proposta, o presente trabalho, sob o prisma da

Geografia Física, reúne um conjunto de procedimentos técnico-operacionais que

auxiliaram na efetivação da análise do objeto proposto, onde a seguir serão

apresentados.

3.2 Procedimentos Técnico-operacionais

O procedimento técnico operacional consiste num conjunto de etapas de

campo e gabinete, que representam instrumentos fundamentais na elaboração da

pesquisa.

Além do levantamento bibliográfico, a etapa de gabinete divide-se em:

1. Confecção do mapa geomorfológico da área na escala de (1:250.000)

por meio digital através do programa Arc Gis 8.3, mesclando

informações de topografia a partir dos dados de STRM (Shuttle Radar

Topography Mission) e Geologia (Carta 23, Jaguaribe Natal, Radam

Brasil, 1981).

2. Elaboração de imagens 3D da área através da junção das informações

obtidas no modelo numérico de terreno (STRM) e imagens de satélite,

(ETM, Landsat, 2000, resolução horizontal de 20 mt) executados no

programa Arc Scene versão 8.3.

3. Elaboração do Mapa hidrológico detalhado a partir das imagens do

modelo digital de terreno (STRM) em Corel Draw, versão 12, e análise

de escoamento, objetivando a determinação de possíveis anomalias na

drenagem.

4. Elaboração de vários modelos evolutivos da geomorfologia da área,

que permitiu uma visualização hipotética da evolução do objeto

analisado, feitos a partir de desenho cartográfico manual.

A etapa de campo consistiu em um conjunto de atividades realizadas nas

quais destacam-se:

1. Visita técnica realizada em julho de 2005 com os professores

orientadores (Profa. Dra. Vanda de Claudino Sales – UFC e Prof. Dr.

Jean Pierre Peulvast. Universidade de Paris-Sorbonne IV) que

possibilitou um maior amadurecimento em relação à pesquisa, bem

como instigou a criação de modelos de evolução da área a partir de

evidencias constatadas.

2. Elaboração de perfis topográficos na seção do Rio Jaguaribe e do Rio

Quixeré, no intuito de verificar o nível de assoreamento e as condições

morfológicas dos canais fluviais.

3. Visita técnica realizada em outubro de 2005, com a Prof. Dr. Sandra

Baptista Cunha (UFRJ), na qual acompanhou o trabalho de campo

organizado pelo LGCO – UECE (Laboratório de Geologia Costeira e

Oceânica da Universidade Estadual do Ceará).

4. Sondagem do Tipo “Vibra Core” nos Rios Jaguaribe, Quixeré e

Banabuiú.

CAPÍTULO

4. ORGANIZAÇÃO ESTRUTURAL DA ÁREA

4.1 Tectônica de placas e contexto estrutural

Buscando entender a estrutura, a forma e a evolução do relevo terrestre, a

Geomorfologia remete-se com freqüência a eventos geológicos passados para

poder assim reconstruir hipoteticamente a evolução das formas presentes.

As porções sólidas da crosta e do manto (a Tectonosfera de Elsasser,

1968) são formadas por um número limitado de grandes placas litosféricas mais ou

menos rígidas. As placas incluem tanto a crosta continental quanto a oceânica, que

se movem relativamente entre si e sobre a astenosfera menos viscosa no manto

superior (LOCZY, 1980).

Toda essa dinamicidade se dá em função das correntes de convecção da

astenosfera que levam material mantélico fundido para as partes superiores da

crosta, gerando um fluxo turbulento que condiciona o movimento e a direção de

deslocamento das placas. Tal movimento se dá a partir de um modelo de convecção

engendrado pela liberação de energia térmica pelo núcleo, que vai influenciar a

circulação de matéria na astenosfera. Como a crosta não é fluída, não participa da

convecção. Conseqüentemente, a influência da movimentação do manto define a

tectônica de placas (SZATMARI, 1990).

Estes processos geram articulação/coalescência e

desarticulação/dispersão de massas continentais, com fechamento e abertura de

fundos oceânicos. Tal dinâmica é uma resposta ao contexto global, contínuo e

irreversível, resultado de perda de calor do interior do planeta (NEVES, 1999).

Tal movimentação ocorre das mais diversas formas, podendo uma placa

dirigir-se em relação à outra em um movimento convergente, ou ao contrário em um

movimento divergente, favorecendo a ascensão de magma ou ainda deslizando uma

em relação à outra em um movimento do tipo transformante. Como exemplo do

processo de divergência pode-se citar o que ocorre na dorsal oceânica do atlântico

que limita a placa americana e africana e também pode desenvolver um movimento

tangencial, quando uma placa desliza em sentido contrário em relação a placa que

lhe faz contato (STAZMARI, 1990).

Como é possível perceber, a litosfera não é contínua, tampouco

homogênea, sendo formada por fragmentos com cordilheiras tanto oceânicas como

continentais, depressões, fossas oceânicas, cadeia de montanhas e planícies. A

estes fragmentos de litosfera denomina-se placas tectônicas (Fig. 4.1). Atualmente

há sete placas muito grandes (africana, indo-Australiana, sul-Americana, norte-

Americana, eurásia, antártida e pacífica) e vinte pequenas (nazca, cocos, do caribe,

filipina, arábica, dentre outras.) (TASSINARI, 2000), e provavelmente devem ser

descobertas mais algumas pequenas placas.

Fig. 4.1 - Placas Tectônicas

Todo o conhecimento sobre a dinâmica das placas litosféricas é

relativamente novo. É no inicio do séc. XX que o meteorologista alemão Alfred

Lothar Wegener desenvolve a teoria da deriva continental. Ao fazer estudos de

paleoclimas na Groelândia percebeu que os blocos de gelo quebravam-se,

afastavam-se e depois poderiam ser refundidos. Ele acreditava que de alguma forma

o sial (denominação genérica para as rochas graníticas que compõem os

continentes) movimentava-se sobre o sima (rocha basáltica que compõem o

assoalho oceânico). Atualmente as idéias sobre sima e sial bem como a teoria da

deriva continental foram substituídas pela teoria da tectônica de placas desenvolvida

nos anos 60 do séc. XX (MATOS, 1990, 1992, 1999, 2000; TASSINARI, 2000;

STAZMARI, 1992).

A Teoria de Tectônica de Placas é fundamentada principalmente nos

elementos plausíveis das hipóteses de deriva continental e expansão do assoalho

oceânico (LOCZY, 1980). Tal teoria busca explicar a complexidade da evolução

crustal terrestre a partir da interação das placas litosféricas e das mudanças das

formas continentais.

Os atuais continentes constituem uma soma algébrica positiva e

isostaticamente elevada dos processos de convergência que produzem fusão /

aglutinação e divergência, dados a partir da fissão / dispersão de massas litosféricas

ao longo dos últimos quatro bilhões de anos (NEVES, 1999).

Atualmente, os estágios de conhecimento sobre a dinâmica das placas e

seus respectivos processos melhoraram consubstancialmente o entendimento sobre

a formação e evolução da crosta, sendo hoje a incorporação teórica da tectônica de

placas a responsável pelo esclarecimento de diversas interrogações.

Para a plataforma sul-americana, os processos de fusão e fissão,

abrangem uma escala de tempo que se inicia no Proterozóico

com a Orogênese de

continentes pré-existentes passando pela Tafrogênese do Pangéa no Cretáceo até o

Cenozóico com a acresção andina.

Muitas das massas litosféricas que hoje circunstancialmente estão

reunidos sob a édige da América do sul participaram no passado de várias outras

configurações continentais ou supercontinentais (Fig. 4.2) (NEVES, 1999).

O primeiro megacontinente formou-se entre 2,0 e 2,15 B.a como resultado

de uma seqüência de orogêneses (NEVES, 1999) na qual aglutinou três

microcontinentes; Ártica, Atlântida e Ur (TASSINARI, 2000). Desta aglutinação

formou-se o megacontinente Atlântida que teve sua fragmentação por rifteamento

entre 1,8 e 1,6 B.a (NEVES 1999).

Todos os períodos referentes às eras geológicas encontram-se no anexo 1.

Entre 1,3 e 1,0 bilhão de anos atrás, os principais blocos de crosta

continental se juntaram originando outro megacontinente que foi denominado

Rodínia, que constitui o resultado do segundo processo de aglutinação. Os processo

de tafrogênese que assolaram Rodínia ocorreram entre 1000 e 800 M.a

(TASSINARI, 2001).

Fig. 4.2 – Reconstrução das posições dos continentes de 2,0 B.a até 10 M.a

Há 550 Ma, dos descendentes de Rodínia, formou-se o Panótia, que teve

sua fragmentação iniciada há 500 M.a, individualizando Panótia, que incluía América

do sul e África (Gondwana ocidental), de outra massa continental constituída pela

Laurentia-Báltica e Sibéria (Gondwana oriental) (Fig. 4.2), que incluía partes do que

seria hoje a América do norte, Europa e Ásia (TASSINARI, 2002).

A plataforma Sul-americana teve sua origem a partir da fusão dos

continentes Gondwana oriental e Gondwana ocidental no Proterozóico Superior

constituindo uma ortoplataforma cuja consolidação, denominada ciclo Brasiliano

ocorreu no Cambriano e criou a província Borborema (ALMEIDA, 1969).

A divisão do Panótia possibilitou em seguida a formação do Pangéa há

230 Ma (NEVES, 2002) e sua dispersão, iniciada no Jurássico superior, teve suas

primeiras manifestações dadas a partir da tendência de movimentação L-O que

residia entre aquela porção da crosta que viria ser a América e a que seria a África

(FRANÇOLIN, 1987).

O conhecimento sobre a tectônica e seus efeitos na crosta continental são

fundamentais no entendimento da história geológica de uma determinada área. Para

a área de estudo, necessário se faz a compreensão do contexto estrutural na qual

ela se acha inserida, no caso, a província Borborema, associando à orogênese do

megacontinente Panótia e a tafrogênese do Pangéa.

4.2. A Província Borborema

A província Borborema (Fig. 4.3) compreende uma extensa região

geológica no Nordeste do Brasil de idade pré-Cambriana, caracterizada pela

atuação de um intenso magmatismo granítico e de extensas zonas de cisalhamento

transcorrentes, resultado da atuação do ciclo brasiliano (ALMEIDA, 2000).

O ciclo brasiliano é proposto como de natureza wilsoniana,

incluindo

processos que interviram na quebra e dispersão de Rodínia e na posterior

aglutinação de Panótia (NEVES & NETO, 2002).

A área de estudo integra a província da Borborema em seu setor norte. O

recorte espacial estabelecido compreende o baixo curso do rio Jaguaribe – Ce, onde

este limita seu trajeto com a borda oeste da bacia Potiguar.

Os Principais elementos estruturais da província Borborema

correspondem aos complexos granito-gnáissico-migmátiticos (KEGEL, 1957;

NEVES, 1999; ALMEIDA et al, 2000) numa área que excede os 450 000 Km² (Fig.

4.3) (MABESSONE, 2002).

Esta província apresenta-se segmentada em um mosaico de zonas de

cizalhamento de direção predominantemente NE-SO e E-O e secundariamente

Referente ao Ciclo de Wilson, que trata da origem das depressões oceânicas a partir da movimentação das

placas, a qual está sempre dando início a novos oceanos enquanto outros desaparecem através dos processos de

aglutinação e dispersão continental.

NNO-SSE. Comportam-se como estruturas delimitadoras das unidades

geotectônicas como os maciços e os sistemas de dobramentos adjacentes,

apresentando-se como zonas de falhas com transcorrência e empurrões com

comprimentos de dezenas a centenas de quilômetros (MATOS et al., 1990).

Trata-se de faixas de dobramento situadas entre os núcleos arqueanos e

granitóides proterozóicos recobertos nas porções mais rebaixadas do embasamento

por bacias fanerozóicas. Originalmente o conceito de província Borborema foi

introduzido por Almeida et al. (1977) e aplicado à porção oriental da região Nordeste

da plataforma Sul-Americana. Os autores definiram a província Borborema como

sendo uma complexa região dobrada, onde ocorreram importantes efeitos

tectônicos, termais e migmáticos de idade neoproterozóica assinando o ciclo

Brasiliano (PIRES, 1998).

Fig. 4.3 Província Borborema, adaptado de Trompette (1994) por Silva Filho (2004).

A fragmentação do continente Rodínia entre 800 e 500 M.a, criou

fragmentos de crosta independentes que voltaram a colidir, dando origem ao

supercontinente Panótia, há 550 M.a. Nessa aglutinação, Gondwana permaneceu

inteiro no hemisfério sul, sendo a outra parte referente à América do Norte, Europa e

Ásia. O supercontinente Panótia iniciou sua fragmentação há 500 M.a e todas as

massas continentais voltaram a se colidir há 230 M.a formando o Pangéa, que

iniciou nova fragmentação há 180 M.a, individualizando América do sul e África. (Fig.

4.2 e 4.4) (TASSINARI, 2001).

Fig. 4.4 Aglutinações e dispersões continentais

Geomorfologicamente, a província Borborema, por muitas décadas, fora

classificada como produto exclusivo do processo de pediplanação associada à

epirogenias pós-cretáceas e mudanças climáticas. De acordo com tal modelo de Ab’

Sáber e Bigarella (1961), a província apresenta-se como um conjunto de relevos

elevados, resquícios dos processos de pediplanação, dispostos de forma

escalonada, sendo cada patamar referente a uma fase de pediplanação, que através

de soerguimentos e das mudanças de nível de base foram sucessivamente

aplainados, configurando atualmente numa série de planaltos com depósitos

correlativos que partem da partes superiores (até 1000 m) apresentando caimento

topográfico suave no sentido do fundo dos vales e do litoral.

Atualmente os trabalhos de PEULVAST e CLAUDINO-SALES (2000,

2002, 2003, 2004), abordando a evolução morfotectônica do Nordeste Brasileiro,

têm questionado o modelo de sucessivos soerguimentos pós-cretáceos como os

responsáveis pelo desenvolvimento até o Plio-Pleistoceno de superfícies de

aplainamento sucessivamente embutidas. Incorporando os processos estruturais

referentes à tectônica de Placas, os eventos de natureza estrutural dados a partir de

rifteamento, orogênese, e atividade tectônica associada, ganham destaque nas

discussões mais atuais em Geomorfologia.

Dessa forma, o resgate sobre a evolução estrutural da província

Borborema revela que a mesma formou-se a partir da junção de diversos núcleos

menores, em torno da aglutinação do continente Panótia. A individualização de

Gondwana no Cretáceo separou a província sendo atualmente parte dela

pertencente à América e outra parte ao oeste da África.

4.3 Rifteamento e Tectônica Cretácea

O mesmo processo de fusão/fissão que possibilitou a união de Pangéa

promove, a partir do Cretáceo, sua ruptura, individualizando-o novamente. A

separação que se estabeleceu durou aproximadamente 100 M.a (MATOS, 1992).

No Cretáceo processou-se a ruptura, a subsidência e o estabelecimento

de diversos falhamentos, iniciando-se a primeira invasão marinha, cujas águas,

ficaram represadas e estagnadas. Implantou-se a deriva continental, cujo

afastamento contínuo e progressivo mantém-se até os dias atuais, e originou o

Oceano Atlântico (GONZALES, 1992). O último processo de dispersão global após a

colagem do Triássico (supercontinente Pangéa) ainda está em andamento, tendo

em vista que o oceano atlântico está em fase crescente (NEVES, 1999).

Há 100 milhões de anos houve o afastamento dos continentes África e

Brasil (Fig. 4.5), tal evento produziu grandes estruturas geológicas na crosta que

ocasionaram a formação de áreas deprimidas. Com efeito, antes desse episódio,

África e Brasil faziam parte de uma única massa continental, de tal forma que se

recuássemos no tempo levando conosco as paisagens atuais, veríamos o sítio da

cidade de Fortaleza como uma extensão da cidade de Lagos, capital da Nigéria (Fig.

4.5) (CLAUDINO SALES, 2003).

Fig. 4.5 – Afastamento entre os continentes Americano e Africano

O processo de abertura do Atlântico Sul foi inicialmente marcado pela

implantação do sistema de riftes ou vales de grande extensão formados a partir de

um movimento distensivo da crosta (TASSINARI, 2000). Os riftes cretáceos do NE

foram posteriormente abortados, culminando na ocorrência de um regime distensivo

que atingiu seu limite máximo e posteriormente conduziu a ruptura litosférica do tipo

margem transformante, dando origem ao oceano Atlântico (MATOS, 1992).

Em regime tectônico distensivo, como no caso evidenciado, os esforços

que produziram o afastamento dos continentes, promoveram através de um

mecanismo de extensionamento e, conseqüentemente, afinamento crustal, a

subsidência dada a partir de falhamentos SW-NE paralelos ao movimento das

placas litosféricas Americana e Africana (MATOS, 1992).

Os esforços que produziram o afastamento agiram através da ascensão

do magma em direção à superfície. Energia e forças naturais internas foram assim

gradativamente consumindo a crosta continental, dando origem aos riftes. Os

processos que conduzem a rifteamento (quebra) e dispersão (divergência) são

partes da tafrogênese e estão associados com afinamento crustal e litosférico

(NEVES, 1999).

Os processos de rifteamento da parte sul de Gondwana e porções

meridionais da América do sul e da África, que culminaram na separação

continental, tiveram sua ocorrência há 140 M.a, no final do Jurássico e início do

Cretáceo Inferior. A separação setentrional ocorreu ainda no Cretáceo Inferior, há

120 M.a, tendo a completa e definitiva separação ocorrido por volta de 100 M.a

(MATOS, 1992).

MAPA GEOTECTÔNICO DA

PLATAFORMA AFRO-BRASILEIRA

Terrenos Proterozóicos

Cratons

Direção de deformação extensional

Falhas

BACIAS RIFT NEOCOMIANAS

Tren Gabão - Sergipe - Alagoas

Tren Cariri - Potiguar

Bacia do Parnaíba ( Paleozóico)

Tren Recôncavo - Tucano - Jatobá

SIN-RIFT

NEOCOMIANO

Bacia

Potiguar

Fig. 4.6 – Regime de falhas e contexto estrutural do NE submetido à distensão

O progressivo alargamento do sistema rifte, que gerou a individualização

de Gondwana, também originou o Oceano Atlântico, dada a formação da fossa

tectônica de direção norte-sul, produto da separação continental. A referida fossa

configurou uma depressão que foi ocupada pelas águas oceânicas, o que deu

origem a um golfo proto-oceânico em um primeiro momento e após a completa

ruptura, à formação do Atlântico (LIMA, 1999).

Mesmo mais espessa que a crosta oceânica, é na própria crosta

continental onde originam-se os riftes, dada a maior resistência da primeira. Os riftes

são originados em regime distensivo, em geral ao longo de linhas de fraqueza pré-

existentes (FRANÇOLIN, 1987).

O processo tafrogênico cretáceo teve seu desenvolvimento cessado à

altura do Nordeste em função de uma maior resistência ao rifteamento existente

neste setor (SZATMARI et al, 1987), que terá sua individualização analisada no

tópico a seguir.

4.4. Nordeste: O último elo de ligação

Sistema de rift´s cretáceos do NE Brasileiro originados em resposta ao

processo de estiramento e afinamento crustal atuante na região durante

a fragmentação do Gondwana.

Soares, 2003 adaptado

de Matos, 1992.

A abertura do atlântico iniciada pelo sul (Aptiano - 113 a 108 M.a) teve seu

desenvolvimento cessado à altura da região NE em função dos dobramentos

brasilianos terem representado obstáculo mecânico ao processo de rifteamento S-N

(Tucano-Jatobá). Os dobramentos interromperam a propagação do rifte para o norte.

Três eram os eixos de rifteamentos principais: Tucano-Jatobá, Sergipe-Alagoas e

Cariri-Potiguar (Fig. 4.7) (FRANÇOLIN, 1987).

Fig 4.7 – Eixos de rifteamento no Nordeste Brasileiro

Esses riftes foram abortados e não evoluíram. Uma vez abortado, o rifte

Tucano-Jatobá não evoluiu e o rifteamento passou a se processar por outro

caminho, ao longo de uma faixa curvilinear que formou a atual margem continental

desde Salvador até João Pessoa e Natal (FRANÇOLIN, 1987).

Enquanto o eixo Cariri-Potiguar e Tucano-Jatobá foram abortados, o eixo

Sergipe-Alagoas reiniciou a separação que logo passou a ser transcorrente. O

rompimento do último elo que unia os dois continentes permitiu a aceleração das

placas continentais, deslizando uma contra a outra, em movimentação transcorrente

(Fig. 4.8), ou transformante (MATOS, 1999), ao longo da costa norte do Brasil e de

sua simétrica Africana (CESERO, 1997).

A margem equatorial atlântica brasileira foi desenvolvida durante o

intervalo Aptiano-Cenomaniano, e sua fragmentação se iniciou no Aptiano, sob

condições transtracionais, ou seja, não só através de movimentação divergente, mas

também através de uma movimentação tangencial cisalhante (Fig. 4.9)

(FRANÇOLIN, 1987; MATOS, 2000; PEULVAST & CLAUDINO SALES, 2003).

A porção equatorial das margens brasileira e africana representam uma

oportunidade única de estudo das margens transformantes, desenvolvidas a partir

do Aptiano, quando toda a região começou a se fragmentar sobre condições

transtracionais (MATOS, 1999).

A margem equatorial Brasileira e do oeste Africano, constituem o único

exemplo de margem transformante caracterizado por uma série de bacias formados

por riftes, originados no Mesozóico (MATOS, 2000).

Enquanto os riftes Tucano-Jatobá e Cariri-Potiguar foram abortados, o

rifteamento Sergipe-Alagoas evoluiu para uma margem passiva que deu origem ao

Oceano Atlântico (Fig. 4.9).

Como Tucano-Jatobá e Cariri-Potiguar não evoluíram no sentido de

ampliação dos sistemas riftes, no qual tiveram origem, permaneceram como áreas

intracontinentais deprimidas que receberam sedimentação. Tal sedimentação veio

como resultado da erosão dos relevos da borda dos riftes (CLAUDINO-SALES,

2002), constituindo dessa forma, importantes bacias sedimentares da costa

Nordeste do Brasil.

Fig. 4.8 – Margem transformante

A ruptura, como já foi explicitado, teve início ao sul do continente

Gondwana e progressivamente propagou-se em direção ao Norte, durante o

Cretáceo Inferior (135 a 108 M.a) adequando-se às linhas de fraqueza pré-

existentes no substrato. Tal evento produziu falhamento bem como a reativação de

antigas falhas. Dentre elas, algumas como no caso da bacia Potiguar, bacia do Rio

do Peixe, bacia do Iguatu, vieram a constituir áreas deprimidas que foram

posteriormente preenchidas por sedimentação continental e marinha.

Na margem continental as feições estruturais mais conspícuas estão

relacionadas aos lineamentos, zonas de fratura e falhas normais, sendo que os dois

primeiros representam faixas alinhadas segundo direção E-O, alternando altos e

baixos estruturais. Já as falhas normais paralelas grosso modo à costa norte, foram

responsáveis pela estruturação das bacias sedimentares mesozóicas, ao longo do

litoral Brasileiro (GONZALES, 1992).

Fig. 4.9 – Separação Brasil-África e esquema de rifte passivo e ativo

No início, com movimentos em direções contrárias entre si (divergentes), a

movimentação da placa sul-americana no sentido oeste em sua porção sul era maior

do que no norte. Dessa forma imprimiu-se uma movimentação que além de

divergente era rotacional em torno de um pólo definido espacialmente (FRANÇOLIN,

1987). Esta movimentação deu-se pela impossibilidade da separação continental

constituir um fato puramente bidimensional, com forças e movimentos orientados

perpendicularmente à linha de separação (MATOS, 2000).

Dessa forma um movimento rotacional se deu no sentido horário na placa

sul-americana, em torno de um eixo de rotação localizado no NE Brasileiro, mais

especificadamente ao sul da cidade de Fortaleza e ao norte da bacia Tucano-Jatobá

(FRANÇOLIN, 1987). Assim, a movimentação de caráter divergente, causou na

margem equatorial brasileira, compressão a oeste e distensão a leste do pólo fixo

(Fig. 4.10) Destes processos resultaram também as diversas bacias interiores do

Nordeste do Brasil (LIMA, 2003).

Na margem leste a rotação causava compressão ao norte e distensão ao

sul do pólo. O trecho localizado ao sul de João Pessoa era submetido à distensão e

o trecho norte a compressão, ambas de direção leste-oeste (FRANÇOLIN, 1987).

A propagação da ruptura, que ocorreu de sul para norte na margem leste,

foi bastante complexa na margem equatorial. Nesta região, as principais feições

estruturais são paralelas à costa (LIMA, 2003).

Fig. 4.10 – compreensão e distensão no Nordeste

Dessa forma durante o Neocomiano, houve na província da Borborema a

formação e reativação de numerosas falhas na região. Falhas de direção L-O e SO-

NE como as que deram origem ao rifte Potiguar, se formaram nesse período.

No início do Albiano a crosta continental do Gondwana encontrava-se

rompida ao longo de toda a atual margem atlântica Sul-Americana, permitindo o

início do movimento divergente L-O entre os continentes Sul-Americano e Africano

(FRANÇOLIN, 1987). Nesse período, uma transgressão marinha atingiu todas as

bacias da margem equatorial Brasileira, sendo que para o Ceará, tal processo está

representado nos sedimentos de origem marinha da bacia Potiguar (Cap. 05)

(SOUZA, 1984).

Com o avanço da separação entre as placas sul-americana e africana,

iniciou-se então, o estágio de deriva continental. Esse estágio foi inicialmente

marcado, nas bacias marginais, pelo desenvolvimento de amplas plataformas

carbonáticas. O progresso da separação, associado às modificações climáticas

induzidas pelo extenso oceano gerado, posteriormente inibiu a gênese e deposição

carbonática, de modo que as seqüências sedimentares evoluíram para um sistema

predominantemente siliciclástico que persiste até hoje (LIMA, 2003).

Fig. 4.11 Principais falhamentos e lineamentos do Nordeste

A configuração estrutural da área é marcada, como é comum no Nordeste

Brasileiro, por falhas de direção L-O e NE-SO, dando-se destaque especial à falha

do Jaguaribe, que se estende do sul do Estado e adentra os depósitos sedimentares

cenozóicos do baixo curso do Rio Jaguaribe. Nesse segmento, o curso fluvial é

controlado por estruturas resultantes do falhamento em grande parte do seu trajeto.

Dentre o numeroso sistema de falhas gerados e reativados do NE

Brasileiro, o sistema de falhas que originaram o rifte Potiguar fora o mais importante

no que se refere à formação da Bacia de denominação homônima, estando esta

relacionada a um conjunto de bacias cretáceas intracontinentais que compõem o

sistema de riftes do Nordeste Brasileiro.

CAPÍTULO

5. FORMAÇÃO DA BACIA POTIGUAR

5.1 Aspectos Gerais

Localizada na porção mais oriental do NE do Brasil, a bacia Potiguar (Fig.

5.1), abrange parte dos estados do Rio Grande do Norte e Ceará e suas respectivas

plataformas continentais (SOARES, 2003). Limita-se ao sul, leste e oeste com

rochas do embasamento cristalino e ao norte com o oceano Atlântico.

A origem e a evolução de uma bacia sedimentar está diretamente

relacionada com a atividade tectônica e com o ambiente climático na qual se

desenvolve. O regime tectônico define o substrato geológico a partir da

movimentação das placas e sua litologia e a atuação climática promove o desgaste

gradual da crosta e conseqüentemente deposição e diagênese.

Figura 5.1 – Localização da Bacia Potiguar (Brasil, NE e Ceará).

A bacia Potiguar situa-se na metade sententrional do Estado do Rio

Grande do Norte, numa extensão de 38.000 km², sendo 16.000 km² imersos no

Oceano Atlântico, indo até a isóbata de 200 metros. Dentre as formações

constituintes, as únicas que afloram no espaço cearense, constituindo o Grupo

Apodi, são as formações Açu e Jandaíra (SOUZA, 2002).

O arcabouço estrutural que forma a bacia é composto por grabens com

direção SW-NE que foram preenchidos de sedimentos desde o Cretáceo.

Atualmente, apresenta limite escarpado com aproximadamente 100 metros de altura

em sua porção ocidental.

Intrinsecamente relacionados, o rifteamento da crosta continental e a

deposição da bacia sedimentar constituem o objeto deste capítulo, que analisa em

um primeiro momento a formação do rifte intracontinental do Apodi a partir da

tectônica global e em um segundo momento, os processos de erosão e

sedimentação da bacia Potiguar.

5.2. Arcabouço Estrutural

A partir da ruptura crustal, com a tafrogênese do Pangéa, o regime

divergente possibilitou o constante afastamento entre os dois continentes recém

formados (África e Brasil). Dessa forma, houve a progressiva ampliação da área da

plataforma oceânica em formação, que resultou na constante ampliação do espaço

situado entre os dois continentes. Esse espaço foi rapidamente ocupado pelas

águas marinhas do também recém formado oceano Atlântico (FRANÇOLIN &

SZTAMARI 1987).

Tal processo não só deu origem à margem continental Brasileira e

Africana, como também produziu marcas na crosta através do regime distensivo de

margem passiva que resultou em falhamentos de áreas continentais (PONTE, 1996)

e, conseqüentemente, formação de bacias sedimentares, encaixamento de vales

fluviais e formação de planícies.

O processo de rifteamento da crosta superior foi definido, como já foi

explicitado, pela tectônica rúptil que originou o sistema de blocos falhados do NE e

deu condições ao desenvolvimento da configuração estrutural da bacia Potiguar.

Porém, a direção dos falhamentos está intrinsecamente relacionada às zonas de

fraqueza crustais pré-existentes, de idade proterozóica. Dessa forma, durante o

Neocomiano, a compressão no sentido leste-oeste e a distensão no sentido norte-

sul ocasionou a reativação de várias falhas na região (FRANÇOLIN, 1987). Tal fato

deu origem ao rifteamento e, conseqüentemente, ao atual arcabouço estrutural da

bacia Potiguar, o qual é definido por grabens de direção SW-NE que a partir do fim

da divisão continental foram submetidos a processos deposicionais marinhos em

períodos transgressivos (BERTANI, 1990).

A completa ruptura da placa Sul-Americana ocorreu entre 100 e 99 M.a.

no período Cretáceo da era Mesozóica, originando nesse processo o segmento

equatorial do Atlântico sul e as margens continentais do Nordeste e Centro-Oeste

Africano (MATOS, 1992).

A tectônica controla a sedimentação em cada estágio do ciclo geológico

da formação de sedimentos, estabelecendo as taxas de levantamento e erosão,

determinando o gradiente das superfícies topográficas pelas quais o sedimento é

transportado e definindo as taxas de subsidência e deposição das bacias (SUGUIO,

1980). Assim sendo, a taxa de deposição é função direta do tectonismo, o que

define a intensidade de suprimento através da subsidência.

O arcabouço estrutural da Bacia Potiguar (Fig. 5.2) é decorrente dos

falhamentos normais que formaram grabens e altos internos embutidos entre as

plataformas limítrofes NW e SE (Aracati e Touros respectivamente). As plataformas

foram originadas durante o Cretáceo Inferior, quando desenvolveu-se o rifte que

precedeu a abertura do Oceano Atlântico. Dessas falhas, a de maior importância é a

que deu origem ao graben Pendência que sofreu deposição continental de

denominação homônima (SOUZA, 1982).

Sua origem (arcabouço estrutural da bacia Potiguar) esta diretamente

relacionada à evolução da margem equatorial atlântica (SOUZA, 1982), em curso

desde o Jurássico. Sua gênese está diretamente vinculada ao abortamento do

sistema rifte que culminou na abertura do Atlântico Sul. Nesta fase, o estiramento

crustal de sentido NW-SE produziu a subsidência tectônica que deu origem à bacia,

ou seja, o sistema de blocos falhados resultantes da perturbação tectônica que

produziram falhamentos paralelos (SW-NE) na região (FRANÇOLIN, 1987).

ARCABOUÇO ESTRUTURAL DA

BACIA POTIGUAR

Figura 5.2 - Bacia Potiguar: perfil esquemático de sua estruturação interna.

Tais falhamentos se deram em função do regime extensional dado a partir

da divisão continental, o que gerou o sistema de falhas que originaram a área

depressiva, configurada atualmente pela bacia Potiguar (LIMA, 2003).

O eixo de estiramento NE-SW do regime distensivo na fase de rifteamento

e afastamento Brasil-África, coincide com a direção de falhamentos entre os estados

do Rio Grande do Norte e Ceará (Fig. 5.3) A compartimentação estrutural do

estiramento crustal está notadamente controlada pelas extensas zonas de

cizalhamento proterozóicas (CASTRO, 1997).

Segundo Castro (1997), o afinamento crustal pode ser até 250 Km no

interior do continente (Fig. 5.3) e estende-se por cerca de 360 km na direção NW-

SE. Nesta região a espessura da crosta decresce de até 2 a 3 km em direção as

áreas adjacentes.

As forças responsáveis pela ruptura de Gondwana acabaram

concentrando-se na expansão do Oceano Atlântico e o rifte potiguar não evolui. Ao

contrário ele foi atulhado de sedimentos, formando a Bacia Potiguar (MATOS, 1992).

Desse modo, encerra-se a fase de rifteamento com a sua não evolução,

dando origem a uma extensa área deprimida no sentido NE-SW. Tal área recebeu

sedimentos continentais e marinhos, constituindo os depósitos cretáceos do grupo

Apodi, que serão analisados a seguir.

A figura (5.3) evidencia como se dispõem a inclinação do substrato em

direção às fossas tectônicas do rifte Potiguar. A importância do conhecimento

relativo às feições do substrato no baixo Jaguaribe também justifica-se no que diz

respeito à evolução da rede de drenagem atual, que aparentemente dirige-se para

leste, o que denuncia a possibilidade de uma influência relativa à disposição do

arcabouço no processo evolutivo fluvial, fazendo os cursos d’água dirigirem-se

paralelamente a porções onde o substrato foi submetido a esforços extensivos. Tal

possibilidade será revista no final deste capítulo.

5.3. Processos Deposicionais

A porção emersa da crosta não é estanque nem do ponto de vista das

estruturas, nem do ponto de vista dos processos. Em áreas que sofreram

soerguimento, os agentes erosivos, atuando como uma ação niveladora, se farão

sentir ao desgastar a porção que foi elevada, transportando o material para as

partes mais baixas do terreno. Porém, se a área sofrer um rebaixamento, receberá

material das áreas circunjacentes, que promoverão seu entulhamento.

A atuação dos processos externos em seu constante trabalho de

nivelamento da topografia através da erosão e da sedimentação, mascara estruturas

geológicas complexas. Tal é o caso das bacias sedimentares, que normalmente

possuem feições estruturais bastante acidentadas, recobertas por sedimentos

continentais e marinhos, configurando um relevo plano. A lógica do procedimento de

evolução do quadro geomorfológico é sempre de organização das estruturas a partir

da tectônica e atuação dos processos externos a partir do clima.

No estudo de áreas de deposição é fundamental o levantamento da

história geológica para posterior análise da atuação climática. Para as bacias

sedimentares, o contexto tectônico em um primeiro momento, seguido de uma

interpretação evolutiva quanto aos aspectos deposicionais, deve se dar de forma

contínua, relacionando os condicionantes estruturais aos externos, reconstruindo

dessa forma a gênese e a evolução do ambiente como um todo.

As bacias sedimentares têm sua gênese dada a partir de alguma

movimentação do continente que produza subsidência, a partir de falhamento ou da

formação de fossas tectônicas, dando origem a uma área deprimida que vai definir a

drenagem na direção do centro da depressão, ou dando acesso às influências

marinhas em períodos transgressivos. Ambos vão produzir sedimentação e

diagênese. Ocorrendo geralmente no centro da bacia, onde o pacote sedimentar é

mais espesso, subsidência e através do equilíbrio isostático, soerguimento das

porções marginais.

Uma área continental costeira após sofrer arrasamento é sujeita a uma

transgressão marinha e recebe sedimentação. Uma regressão do mar ou um

soerguimento da crosta faz esses sedimentos emergirem. O resultado é uma bacia

sedimentar onde os estratos apresentam mergulho suave em direção à plataforma

continental (PENTEADO, 1980).

As condições da plataforma brasileira foram estabelecidas em um período

de transição marcado pelo esmorecimento da atividade tectônica e,

conseqüentemente, consolidação da plataforma ocorrida no Pré-cambriano

(ALMEIDA, 1969).

A sedimentação que passou a se processar sob a plataforma recém

consolidada-estabilizada se deu em condições tectônicas estáveis. No final do

Cretáceo, a atividade tectônica, dada a partir dos esforços tensionais que

produziram a separação dos continentes Africano e Americano com a fragmentação

de Pangéa, promoveu a instalação dos sistemas de fossas do NE, que se

implantaram subordinadamente às heranças estruturais Pré-cambrianas (SOUZA,

1982).

É Importante ressaltar que o processo de rifteamento e de formação de

grabens e, logo após, a deposição da bacia não foram lineares, nem na dimensão

temporal, nem na dimensão espacial. Os processos atuantes que levaram à

deposição, ora continentais, ora oceânicos, distribuíram-se, heterogeneamente ao

longo de sua história evolutiva.

A bacia Potiguar está preenchida por sedimentos depositados desde o

Cretáceo Inferior (135 a 108 Ma). Três estágios são definidos em seu processo

deposicional/evolutivo: rifte, transicional e drifte (BERTANI et al, 1990).

No primeiro estágio, a subsidência e a sedimentação foram controladas

por um mecanismo de extensão e afinamento crustal, enquanto nos dois últimos, os

controles foram basicamente, resfriamento da crosta e balanço isostático. Somente

os sedimentos do terceiro estágio ocorrem na área de pesquisa (MAIA, 1993).

O estágio rifte foi caracterizado principalmente pelo estabelecimento de

um regime de falhas, configurando um arcabouço disposto em grabens, os quais

foram ocupados por lagos. Tal conjunto definiu um sistema deposicional flúvio-

lacustre constituído de folhelhos com alto teor de matéria orgânica, denominado

Formação Pendência, representando o primeiro ciclo tectono-sedimentar da bacia

Potiguar (FRANÇOLIN, 1987).

No estágio rifte, a distensão atingiu o limite elástico da crosta e,

finalmente, conduziu à ruptura da placa litosférica (MATOS, 1999). O falhamento

que se estabeleceu gerou calhas tectônicas que foram colmatadas por

sedimentação do tipo leques aluviais controlados por falhas. Nas bacias da margem

leste, o início do rifte foi mais ou menos simultâneo, ocorrendo no início do Cretáceo

(LIMA, 2003).

O processo da separação entre as placas sul-americana e africana

permitiu a entrada intermitente de água marinha no estreito e alongado golfo

moldado durante a fase rifte. Essa incursão marinha marcou o início do estágio

transicional e nas bacias da margem equatorial ocorreu entre o final do Aptiano e o

Cenomaniano (96 a 92 Ma). A fase transicional corresponde à diminuição dos

falhamentos por distensão crustal, mas taxas de sedimentação ainda altas

ocorreram no início desta fase devido à subsidência térmica (LIMA, 2003).

O estágio transicional foi marcado pelo progressivo resfriamento da crosta

e conseqüentemente subsidência e sedimentação. Neste estágio foi depositado a

Formação Alagamar que consiste de folhelhos de origem deposicional continental

(SOUZA,1984).

No estágio drifte, o sistema deposicional se deu a partir de variações

eustáticas, dadas em ambiente sob a influência direta do mar, com o Atlântico recém

formado. O regime tectônico divergente proporcionou neste último estágio relativa

estabilidade à sedimentação (MAIA, 1993).

Também pode ser dividida em estágios tectônicos referentes à divisão do

Gondwana, e conseqüentemente à formação de Bacias. Três são as distintas fases,

denominadas: sin rifte I, sin rifte II e sin rifte III (Fig. 5.4) (PONTE, 1992).

Fig. 5.4 – Fases Sin-Rifte

Na porção emersa da Bacia, só ocorrem depósitos referentes à fase sin-

rifte II (início do Cretáceo Inferior), os quais se caracterizam pelo desenvolvimento

de bacia rifte intracontinental controlada por falhas de rejeito preferencialmente

normal, definindo meio-grabens assimétricos. A fase Sin-Rifte I e III (NeoJurássico

-146 Ma e fim do Cretáceo Inferior - 135) respectivamente, não possuem registros

na estratigrafia emersa da Bacia (MATOS, 1992).

Na fase Sin-Rifte II foi gerado todo o sistema de riftes cretáceos do

Nordeste brasileiro. Na bacia Potiguar as calhas tectônicas foram preenchidas por

depósitos flúvio-deltaicos e lacustrinos que constituem a Formação Pendência. Nas

duas seqüências mais basais desta unidade predomina uma sedimentação lacustre

com fluxos gravitacionais de arenitos e conglomerados, vindos tanto da margem

falhada quanto da margem flexural, alimentados por sistemas deltaicos e de leques

aluviais (MATOS, 1992; SOARES et al, 2003).

Do ponto de vista evolutivo a bacia Potiguar pode ser ainda dividida em

dois períodos principais, o primeiro relacionado à tafrogênese, responsável por

produzir um sistema de falhas que provocaram o rebaixamento da área e outro

relacionado aos processos depocisionais que tiveram tanto atuação continental

quanto marinha.

A seqüência continental (Neocomiano, 145 M.a, ao Aptiano, 113 M.a)

marca o início conhecido da bacia, com deposição sintectônica de sedimentos flúvio-

lacustrinos constituídos por arenitos e folhelhos da formação Pendência (SOUZA,

1984). Nesse período de influência deposicional continental, a erosão das partes

mais altas circunjacentes a partir da formação de um rifte-valley, forneceram os

sedimentos que preencheram o limite dos grabens compondo o sistema

deposicional de clásticos que deu origem à Formação Pendência.

A formação Pendência é restrita à subsuperfície e corresponde à

terrígenos sintectônicos lacustres da fase Rifte (CASTRO et al, 1981).

Propõem-se o nome Formação Pendência, para designar uma seção não

aflorante da Bacia (DNPM, 1984), composta por conglomerado, arenito, siltito e

folhelho que recobre o embasamento cristalino em suas partes mais profundas,

preenchendo as calhas tectônicas. Logo em seguida, a deposição foi cessada em

função do fim da subsidência e início de um soerguimento geral da bacia (SOUZA,

1982), que mudou o sentido do mergulho das camadas deixando os estratos

sedimentares mais vulneráveis aos agentes erosivos.

Em seguida, ainda compondo do ponto de vista morfológico uma extensa

área deprimida, o ambiente foi submetido a um sistema deposicional fluvial (fluvial

na porção inferior e deltaico estuarino na porção superior) que possibilitou a

deposição da Formação Alagamar representando o segundo ciclo tectono-

sedimentar da Bacia Potiguar (MATOS, 1990).

O nome desta unidade provém da ilha de Alagamar, situada no litoral do

Rio Grande do Norte. Anteriormente incluída na Formação Açu (DNPM, 1984), é

aqui destacada como uma unidade à parte por apresentar características litológicas

diferenciadas das originalmente atribuídas à Formação Açu (DNPM, 1984).

Na bacia Potiguar a primeira incursão marinha ocorreu no Aptiano (113

Ma), com registros precários desta incursão nos sedimentos da Formação Alagamar

e posteriormente na Formação Jandaíra. Intercalados nestas regressões ocorreram

diversas transgressões, bem marcadas pelos registros sedimentares de origem

continental (SOUZA, 1982).

O tectonismo é mais intenso na porção inferior, com pelo menos duas

interrupções na deposição, seguidas de soerguimento e erosão. Uma ampla

transgressão, extravasando os baixos e cobrindo os altos adjacentes, marca o

término das condições de rifte na bacia, culminando com um período de relativa

quiescência tectônica (BERTANI et al, 1990).

A ordem cronológica das duas formações (Pendência e Alagamar)

corresponde ao sistema deposicional continental (flúvio-deltaico) que se

estabeleceu. Tectônica e clima, entendidos como os condicionantes da formação da

bacia sedimentar, tiveram uma atuação conjunta, porém diferente no nível de

influência individual, formando uma seqüência de sedimentação fluvial edeltaico-

lacustre que compõem a formação Alagamar, precedida por sedimentação fluvio-

lacustre, representada pela formação Pendência. Com a diminuição da atividade

tectônica na bacia após a separação continental houve uma submissão às

deposições marinhas em áreas cada vez maiores da bacia (SOUZA, 1982).

A partir de uma subsidência da crosta continental que ocorreu do Albiano

ao Campaniano (83 a 72 M.a), formou-se uma extensa planície aluvial que compôs a

base da Formação Açu. Com a continuação da subsidência e formação de um

ambiente lacustrino, os depósitos se deram a partir da atuação de uma rede de

drenagem organizada em leques deltaicos, ambientes de deposição fluvial e

deltaicos estuarinos, definindo o sistema deposicional da Formação Açu (Fig. 2.6)

(SOUZA, 1982).

A partir do Albiano (108 Ma), tem início a deposição da seqüência flúvio-

marinha na bacia Potiguar, representada pelos sedimentos siliciclásticos da

formação Açu (SOARES et al, 2003).

Esta Formação tem espessuras entre 400 e 800 metros e teve sua

formação no Cretáceo Médio. Compreende uma seção principal inferior de

terrígenos grosseiros predominantemente fluviais e nos 100 metros superiores da

unidade, terrígenos finos deltaicos que são recobertos pelos calcéreos da Formação

Jandaíra (CASTRO et al, 1981).

Os movimentos de subsidência gradual da crosta continental promoveram

a instalação de uma ampla feição sinclinal sobre a qual se acomodou a planície

aluvial. Paralelamente, foram depositados os sedimentos de algumas formações em

que se destaca a Formação Açu, depositada abaixo da Formação Jandaíra

(CAVALCANTE, 2001).

De acordo com a classificação proposta pelo DNPM, a Formação Açu

pode ser subdividida em uma seção inferior de arenitos grosseiros, uma média de

arenitos finos e uma superior de arenitos calcíferos (DNPM, 1984). Composta

predominantemente de arenito a Formação Açu corresponde à unidade

litoestratigráfica clástica que constitui a base do cinturão de afloramentos que

circundam a bacia (KEGEL, 1957).

O arenito Açu representa um ciclo de sedimentação bem nítido,

começando com conglomerado, passando para arenito de granulação mais fina e

folhelho com substituição do feldspato por calcita, finalizando com o calcário

(KEGEL, 1957).

Estratigraficamente, as unidades inferior e superior da Formação Açu, são

constituídas de sedimentos aluviais, deltaicos estuarinos e marinhos restritos,

respectivamente, representando um grande ciclo transgressivo albo-cenomaniano

que culmina com a deposição do calcáreo Jandaíra (Cretáceo Superior) (CASTRO

et al, 1981).

A deposição da Formação Jandaíra foi resultado de um período

transgressivo ocorrido no Turoniano, em que o mar cobriu toda a bacia permitindo a

acumulação de carbonatos marinhos fossilíferos que recobrem concordantemente a

Formação Açu (Fig. 5.5) (SOUZA, 1982).

Fig. 5.5 – Mapa Geológico da Bacia Potiguar

O apogeu desta transgressão ocorreu na passagem do Cenomaniano (96

a 92 Ma) para o Turoniano (92 a 88 Ma), sendo marcado pelo afogamento dos

sistemas fluviais da Formação Açu, bem como pela implantação de uma ampla

plataforma carbonática denominada de Formação Jandaíra (SOARES et al, 2003).

Segundo Arai (1999), no período que vai do Aptiano ao Cenomaniano,

houve um mar interior ocupando grande parte do território Brasileiro. Resultado de

uma elevação eustática mesocretácea ocorrida antes da separação Brasil-África, em

um contexto tectônico, onde os continentes encontravam-se estirados e deprimidos,

favorecendo assim a formação de um amplo mar interior no Aptiano.

A Formação Jandaíra faz parte da coluna estratigráfica da bacia Potiguar

(Fig. 5.5) e caracteriza-se, tanto em superfície como em sub-superfície, pela

predominância de carbonatos marinhos (DNPM, 1984). Largamente aflorante,

compõem-se de calcarenito com bioclastos de moluscos, algas verdes e calcilutitos.

Seu ambiente deposicional engloba fáceis de maré, laguna rasa, plataforma rasa e

mar aberto com espessura máxima de 650 metros (DNPM, 1997).

Com o desaparecimento das condições de subsidência nos blocos

tectonicamente rebaixados das bacias costeiras do norte do Brasil, as fossas foram

sendo preenchidas aos poucos, até que, após o Santoniano, os processos de

sedimentação cessaram e deram lugar à erosão (PETRI, 1983).

Fig. 5.6 – Seção colunar do grupo Apodi nas proximidades de Mossoró

No Campaniano houve um soerguimento geral da Bacia (MAIA, 1993),

deixando a mercê dos agentes erosivos o calcário Jandaíra e o arenito Açu.

5.4. Configuração do relevo: Cuesta do Apodi e o Baixo Vale do Jaguaribe

Dentro da área delimitada pela pesquisa, as rochas carbonáticas e

areníticas afloram na forma de vertente posicionada na porção leste do baixo

Jaguaribe. Na porção sul ocorre uma cuesta apresentando vertente sulcada pela

erosão. No segmento cearense que limita o vale do Rio Jaguaribe, camadas

calcáreas assentam sobre a possante camada de arenito que avança em terraço

para até então alcançar em Limoeiro e Russas a baixada quaternária (OLIVEIRA,

1978).

A predominância de superfícies planas ou com inexpressivo gradiente

topográfico é a principal característica do baixo Vale no setor pesquisado.

Superfícies de acumulação referente à planície aluvial e o front da cuesta

configuram um relevo com sucessivos planos, sendo aqueles superiores ao nível

atual, interpretados como paleosuperfícies.

Fig. 5.7 Bloco Diagrama (1)

Os trabalhos de Kegel (1957) descreveram a coluna estratigráfica do

grupo Apodi em sua porção ocidental, onde apresenta limite escarpado na qual as

camadas ficam expostas (Fig. 5.8).

Fig. 5.8 – Seção colunar do grupo Apodi na vertente da cuesta em Quixeré

A maior espessura do pacote sedimentar para o norte, os mergulhos sub-

horizontais e a alternância de camadas com resistências diferentes, dão um padrão

cuestiforme ao relevo. A vertente voltada para o Norte e o Leste é íngreme,

configurando a frente de cuesta (Fig. 5.8) (SOUZA et al, 2002). A cornija

representada pela formação Jandaíra não apresenta marcas de dissecação em

função da sazonalidade da drenagem superficial que se estabelece.

As áreas que a circundam, constituem patamares dissecados de modo

incipiente, posicionados pouco acima da planície fluvial do Baixo Jaguaribe. De

modo indistinto, a cuesta é submetida aos efeitos da morfogênese mecânica o que

limita a possibilidade da formação de uma ampla morfologia kárstica (SOUZA,

1988).

A erosão dos vales na chapada, com exceção dos rios das bacias do

Apodi e do Piranhas, é tão insignificante que apenas se percebe o sulco das

correntes. Essas escoam somente no período chuvoso, pois faltam camadas

arenosas ou porosas para armazenar água para suprir as fontes durante a estiagem

(OLIVEIRA, 1978).

Em sua porção sul, a altura da cidade de Tabuleiro do Norte, ainda dentro

da área definida pela pesquisa, o recuo da vertente encontra-se mais pronunciado

em função de exutórios que configuram uma densa rede de drenagem, favorecendo

a erosão.

Como é possível perceber, há numa nítida conformidade entre a

morfologia da vertente e a fisiografia do rio Jaguaribe (Fig. 5.8 e Mapa 5.1). A

vertente, constituindo um importante elemento da topografia regional, define a

fisiografia do canal fluvial, tendo em vista que este é fruto do relevo sendo sua

relação de completa reciprocidade (canal fluvial e relevo).

Importante ressaltar que a relação que se estabelece entre o rio e o relevo

regional é indissociável, pois o trabalho erosivo que o rio executa no decorrer de seu

processo evolutivo, erodindo, transportando e depositando materiais, define novas

feições geomorfológicas nas paisagens onde sua presença é percebida.

Na área de estudo a bacia apresenta limite escarpado em contato com os

aluviões da planície fluvial do Rio Jaguaribe. Sob o aspecto geomorfológico regional

desenvolve cuesta com caimento topográfico suave no sentido do litoral e

apresentando seu front voltado para o interior.

Atualmente o trabalho erosivo da rede de drenagem evidenciou corpos

granitóides anteriormente soterrados pela sedimentação cretácea. Estes estão

sendo exumados pela ação dos processos areolares e lineares associados ao rio

Jaguaribe, que avança no sentido das intrusões, as quais ao mesmo tempo atuam

como obstáculos mecânicos ao trabalho hidrodinâmico fluvial.

Tais inselbergs conforme modelo proposto por PEULVAST e CLAUDINO-

SALES (2004), provavelmente constituíram áreas fonte de material dentro de um

conjunto de outros relevos elevados nas adjacências do rifte Potiguar, sendo

erodidos no decorrer do atulhamento da bacia e depois envolvidos por sedimentação

pós-rifte (Fig. 5.10).

Fig. 5.10 – Estágios Deposicionais Sin-Rifte e Pós-Rifte

Em um primeiro momento a sedimentação Cretácea envolve os corpos

graníticos com sedimentos da formação Açu e Jandaíra, para posteriormente por

erosão areolar, a bacia ter suas bordas erodidas por recuo de vertente através dos

processos exógenos. A exumação dos inselbergs fica mais evidente no município de

Quixeré, sendo este o que possui o maior corpo granítico em volume em

comparação aos vários outros afloramentos de rochas existentes no leito do rio,

onde este limita com os terrenos cretáceos do Grupo Apodi.

Inselberg’s Foto: Betard 2005

Foto 5.1 Inselbergs exumados (Quixeré)

Neste caso a fisiografia do canal fluvial se adequa à vertente da cuesta do

Apodi (Mapa 5.1) e esta corresponde ao trabalho erosivo que os agentes

exodinâmicos areolares realiza, estabelecendo assim o recuo de forma equivalente

ao trabalho erosivo do rio. Verifica-se nesse contexto que os componentes da

paisagem e os processos atuantes na elaboração do relevo regional têm notória

interdependência, sendo os atuais impactos na drenagem e suas possíveis

mudanças no escoamento, fatos a serem considerados no estudo geomorfológico

regional, abordados no capítulo 06.

O desenvolvimento da atual morfologia jaguaribana, disposta em uma

planície aluvial limitada por uma extensa escarpa erosiva (Fig. 5.11) deve-se

principalmente à degradação lateral da cuesta do Apodi e conseqüentemente

alargamento da planície aluvial.

A bacia potiguar geomorfologicamente disposta em cuesta que apresenta

front voltado para o interior não foi seccionada pela erosão vertical, mas sim pelo

conjunto de processos exodinâmicos, sendo a água de escoamento o que assume

papel fundamental, que imprimiram um desgaste desigual conservando o topo e

promovendo o recuo da vertente.

Fig. 5.11. Paleogeografia da bacia potiguar na seção de estudo

É possível perceber que os depósitos de origem fluvial estendem-se em

direção oeste, evidenciando tanto antigos níveis de deposição, como contextos

deposicionais diferenciados. Se os depósitos de origem fluvial situam-se na margem

esquerda do rio Jaguaribe, e do lado direito, estes limitam-se com o material

cretáceo da borda da bacia Potiguar, é possível constatar que a evolução fluvial vem

ocorrendo de oeste (W) para leste (L), ou seja, o trabalho erosivo que o rio executa

fazendo a borda da Bacia recuar, se fará continuamente, tendo em vista que à

medida que se dirige para leste (L), a crosta torna-se menos espessa, e ao que

parece, favorece o trabalho degradacional lateral que o rio executa.

O processo de recuo da vertente como conseqüência do trabalho erosivo

areolar, e conseqüente formação do vale do Jaguaribe, será analisado no próximo

capítulo que abordará a evolução geomorfológica da planície aluvial, dando ênfase

ao contexto climático do Quaternário.

CAPÍTULO

6. FORMAÇÃO E EVOLUÇÃO DA PLANÍCIE

FLUVIAL DO BAIXO JAGUARIBE

6.1 O regime de escoamento e a elaboração do relevo cearense

Os rios constituem os agentes mais importantes no transporte dos

materiais intemperizados das áreas elevadas para as mais baixas e dos continentes

para o mar. Sua importância é capital entre todos os processos morfogenéticos

(CRISTOFOLETTI, 1980).

A água que escoa sobre a terra é responsável pelo transporte de 85% a

90% dos sedimentos marinhos (SALGADO-LABORIAU, 1994). Dessa forma, pode-

se imaginar então como tem sido a transformação dos continentes no decorrer do

tempo geológico, a partir dos processos exodinâmicos realizando o incessante

trabalho de erodir, transportar e depositar material, rebaixando áreas elevadas e

entulhando vales e depressões.

Os estudos geomorfológicos de evolução de bacias de drenagem e

formação de áreas de deposição fluvial assumem relevância, tendo em vista que são

as planícies fluviais os ambientes interioranos, sobretudo no semi-árido nordestino,

os mais valorizados em função de suas potencialidades naturais quanto à ocupação

e a exploração dos recursos existentes levando, conseqüentemente, a uma elevada

pressão sobre esses ambientes.

Em função desta realidade, justifica-se a necessidade do estudo sobre os

mecanismos próprios de origem e evolução dos ambientes fluviais, na tentativa de

melhor compreender sua fragilidade, potencialidade e capacidade de resiliência,

bem como as implicações da intensificação da exploração dos recursos naturais que

constituem os componentes formadores do complexo mosaico paisagístico da

superfície terrestre.

Na análise de formação de ambientes deposicionais como as planícies

aluviais, dois grandes conjuntos de fatores morfogenéticos explicam a gênese do

relevo e sua evolução. Primeiro os fatores estruturais, nos quais estão calcados os

grandes domínios morfoestruturais que formam o substrato da paisagem e segundo,

os fatores climáticos responsáveis pela diversificação fitogeográfica na evolução do

relevo (MOREIRA, 1977).

No Estado do Ceará, o relevo comporta características que dependem da

influência de um conjunto de fatores, dentre os quais as condições geológico-

estruturais, paleoclimáticas e a dinâmica geomorfogenética atual são os mais

destacáveis (SOUZA, 1981).

A importância dos fatores estruturais e sua configuração no estudo da

origem e evolução da planície aluvial do Baixo Jaguaribe justifica-se em função da

natureza do substrato cristalino impermeável que imprime no regime hidrológico um

comportamento marcado pela quase totalidade da permanência da água em

superfície.

O clima semi-árido, marcado pelas variações de umidade e secura

durante o ano, ligado a uma precária capacidade de proteção da superfície por parte

das caatingas, fortalece o desempenho erosivo do escoamento superficial durante a

estação chuvosa, tornando-se mais ativo com as chuvas iniciais quando caem

pesados aguaceiros. Acompanhando o caimento topográfico, as chuvas torrenciais

dão origem ao escoamento superficial difuso. Mobilizam-se assim, os detritos

derivados da desagregação mecânica, através de um processo seletivo oriundo da

competência do agente. O material grosseiro permanece na periferia dos relevos

residuais, enquanto os clásticos finos são mobilizados a uma distância maior.

Justifica-se assim, o adelgaçamento do manto de alteração das rochas, além da

elevada freqüência de lajedos e de chãos pedregosos (SOUZA, 2000).

Dessa forma, ao ser drenada para as partes mais baixas do relevo, a

água coloca em evidencia seu trabalho degradacional/ agradacional (Fig. 6.1) como

agente definidor da evolução das paisagens onde sua presença é percebida.

Fig. 6.1 Bacia de drenagem

Formada por um substrato cristalino, o piso não só do relevo jaguaribano,

mas da depressão sertaneja cearense como um todo, impõe uma drenagem

marcada pelo adensamento de canais (Fig. 6.2), tornando alto o poder erosivo em

função do deflúvio apresentar-se completamente em superfície. Esse poder erosivo

só não é maior em função das condições climáticas semi-áridas, que impõem

intermitência aos rios.

Fig. 6.2 Drenagem dendrítica

Tal regime hidrológico caracteriza-se pela predominância do escoamento

superficial que pode ser observado em quase a totalidade do espaço cearense no

período chuvoso. O embasamento cristalino é marcado pela hegemonia de rochas

pré-cambrianas que ocupam 2/3 do território dispostas na área central do Estado,

sendo circundadas internamente por bacias sedimentares paleo-mesozóicas e

externamente pelos sedimentos tercio-quaternários da Formação Barreiras e do

litoral (SOUZA, 1988).

A relativa homogeneidade litológica dos núcleos cratônicos compreende

áreas de estabilidade e impõe limites à erosão que fica submetida à morfogênese

mecânica. A morfologia evolui por pediplanação produzindo vastas superfícies

aplainadas pontuadas eventualmente por inselbergs (SOUZA, 1981).

O incessante trabalho de erodir, transportar e depositar material, fica ao

encargo da água de escoamento que tem sua ação acentuada onde seu deflúvio

possibilita uma maior energia cinética, e conseqüentemente, maior capacidade

erosiva (competência fluvial). Onde a topografia não é plana, a água de escoamento

tende a erodir todo o material, pois lhe é fornecido pelo relevo acidentado a energia

potencial necessária para escoar, erodir e transportar material para as partes mais

baixas, promovendo o aplainamento da região submetida à pediplanação.

A desagregação mecânica consiste em um processo intempérico não

homogêneo. A ação erosiva se fará sentir mais aguda onde a capacidade de

remoção da água for maior. Assim, o escoamento de superfície apresentará poder

de incisão elevado nas vertentes em função da topografia inclinada aumentar a

energia cinética da água, fazendo do seu trabalho uma espécie de esteira na qual

retira o material de um lugar elevado e o transporta para outro mais rebaixado.

Para Tricart (1977), através da ação seletiva da erosão diferencial o recuo

das vertentes se estabelece, ampliando depressões relativas e diminuindo por

erosão lateral as superfícies elevadas. Diferentemente, em climas úmidos o

modelado evolui de forma completamente distinta, pois a água na forma de vapor,

distribuída homogeneamente no espaço em quantidades elevadas define um

desgaste também homogêneo em toda a superfície exposta à ação abrasiva hídrica,

que não desagrega a rocha fisicamente, mas impõem uma decomposição gradual

dos minerais que a compõem, dando possibilidade da criação de um manto de

alteração, que na permanência de um clima úmido ganhará progressivamente

espessura.

A importância do trabalho que o clima exerce sobre o relevo justifica-se no

baixo Jaguaribe, principalmente em função do regime de escoamento e,

consequentemente, condições de vazão e descarga sólida.

Dessa forma, a ação climática assume fundamental importância junto aos

processos hidrodinâmicos fluviais na elaboração do relevo cearense e,

conseqüentemente, de ambientes deposicionais.

6.2 Configuração estrutural e a organização da rede de drenagem

A planície aluvial do rio Jaguaribe, como resultado direto da atuação

climática e dos processos hidrodinâmicos e morfodinâmicos, será analisada nessa

perspectiva considerando a estruturação tectônica e geológica da área (Cap. 4),

bem como os condicionantes topográficos e estruturais fruto do processo de

organização estrutural que assumem caráter fundamental na rede de drenagem e na

deposição fluvial.

A tectônica define a sedimentação não só no aspecto de movimentação

isostática positiva, mas também pelo regime de falhas que se estabelece. A

formação de área fonte de material (a ser intemperizado e erodido) por processos

estruturais que elevam regiões em relação ao seu entorno, aumenta,

consubstancialmente, a quantidade de energia potencial, fazendo com que a área

elevada sofra maior influência da gravidade, dada a partir da fricção exercida pelo

escoamento. Segundo Silva Filho (2005)

, o contexto tectônico vai influenciar os

regimes de falhas que por sua vez influenciarão o relevo através de soerguimentos e

formação de áreas fonte ou formação de bacias as quais constituirão os

receptáculos do material erodido das áreas elevadas circunjacentes. A formação de

gradientes topográficos define o escoamento superficial e neste caso, o regime de

falhas pode influenciar a rede de drenagem, de tal forma, que muitas vezes esta é

condicionada a um plano de falha, desenvolvendo seu curso em um perfil retilíneo

Comunicação Verbal.

dado, não em função de sua própria dinâmica, mas, sobretudo, pela topografia

definida pela tectônica.

O rio Jaguaribe segue a direção de falhamento da porção onde

desenvolve seu curso, dirigindo seu deflúvio em direção à nordeste onde encontra o

oceano Atlântico (Fig. 6.3).

Fig. 6.3 Controle estrutural do rio Jaguaribe

Atualmente, a maioria das falhas, sobretudo na bacia do Jaguaribe,

constituem falhas transcorrentes, ou seja, não produzem relevo do tipo escarpa de

falha como nas falhas normais que sofrem movimentação. Mesmo assim, é possível

perceber o provável controle estrutural do rio dado em função da direção de

falhamento, bem como de lineamentos de direção SW-NE sendo a serra do Pereiro

o melhor exemplo (Fig.6.4).

Logo após a barragem de Orós, o rio Jaguaribe recebe as águas do rio

Salgado, que drena o Cariri Cearense, passando a desenvolver seu curso em

direção Nordeste. A partir de então, apresenta abrupta mudança de direção de

escoamento, dado em função do obstáculo estrutural representado pelo maciço do

Pereiro que constitui elemento definidor do curso do rio que se desenvolve paralelo

à direção de falhamento (Fig. 6.4).

Fig. 6.4 Bacia do Médio Jaguaribe

No sentido macrogeomorfológico, o caimento topográfico em direção ao

litoral justifica o exorreismo dos rios no Nordeste. Porém, sua fisiografia está

diretamente vinculada à natureza do substrato, bem como de sua topografia.

Áreas estruturalmente mais baixas, mesmo muitas vezes com pequena

variação, constituem os escoadouros da drenagem. A partir do momento em que a

energia de movimento das águas for insuficiente para transportar o material, o

processo de deposição e, conseqüentemente, formação da planície de acumulação

fluvial terá iniciado.

O processo dinâmico das correntes fluviais na formação desses ambientes

é dado a partir da interrelação entre diversos parâmetros, entre os quais a energia

do rio deve ser considerada como ponto primordial. Nesse contexto, o trabalho que o

rio executa (erosão, transporte e deposição de sedimentos), está intimamente ligado

à turbulência das águas e à sua velocidade que irão depender da declividade, do

volume das águas, da forma da secção, do coeficiente de rugosidade e da

viscosidade da água. Para analisar a importância desse trabalho deve-se considerar

a energia do rio tanto na sua forma potencial como cinética (SUGUIO, 1990).

6.3 Hidrodinâmica Fluvial

O entendimento da gênese das partículas sedimentares assume caráter

fundamental no entendimento de ambientes de deposição como é o caso da planície

estudada, bem como as condições de transporte e decantação das partículas e sua

diagênese.

A fonte de sedimentos na formação desses ambientes está relacionada

com a disponibilidade de sedimentos durante os processos transgressivos. A erosão

de diversas unidades morfológicas, durante esses eventos, gerou a disponibilidade

de detritos ao longo do sistema fluvial (MEIRELES, 2001).

Sedimentos são combinações de partículas materiais móveis

desagregadas, de origem mineralógica diversa, movimentando-se através de um

meio fluido que possibilite seu transporte, apresentando granulometria distinta entre

as populações que os constituem. Neste caso a água é o elemento definidor, através

de influências mútuas que dão forma aos ambientes onde se faz presente. Três sub-

populações estabelecem a geometria e a mensuração dos grãos: as de arcabouço,

representadas pelas partículas movidas por saltação; a intersticial, transportadas por

suspensão, sendo tão finos que cabem nos interstícios dos grãos de arcabouço; e

as de contato que são transportados por rolamento. A predominância de uma sub-

população num espaço de deposição varia a partir das condições de transporte e

processos de interação hidrodinâmica entre os grãos, além do nível de descarga

sólida (SUGUIO, 1980).

O comportamento de uma partícula sedimentar em movimento através de

um fluído pode ser definido pela equação de Reynolds, que considera a energia do

transporte e da característica do material transportado. Tal equação é representada

pela seguinte fórmula:

u = Velocidade da partícula

d = Diâmetro da partícula

p = Densidade da Partícula

U = Velocidade de fluxo

Três são os processos fundamentais de transporte de partículas

sedimentares em meio fluido: tração ou rolamento, saltação ou suspensão. Os

grânulos de maior diâmetro e, portanto, de maior volume sofrem a influência da

gravidade, de tal forma, que seu transporte se dá apenas por tração, ou seja, por

arrastamento ou rolamento no fundo do canal (SUGUIO, 1980;

CHRISTOFOLELETTI, 1980).

As partículas mais pesadas são transportadas junto ao fundo em contato

com as outras partículas. Na mesma velocidade, as partículas mais leves são

carreadas por saltação e as menores, por suspensão.

O transporte do material desagregado pode ocorrer de várias maneiras,

como foi visto anteriormente, dependendo, principalmente, da competência do rio e

do nível de intemperização das partículas transportadas. Elementos como o cálcio e

o ferro são dissolvidos mais facilmente pela água. Já o quartzo, dependendo do

tamanho da partícula, pode ser transportado por suspensão ou rolamento. A

predominância de um ou outro é sazonal e depende de uma série de fatores como

nível de precipitação, fisiografia do canal, nível de intemperização e erosão à

montante.

De acordo com Cavalcante (2001), a contribuição no que diz respeito à

descarga sólida que o rio Jaguaribe fornece ao baixo curso, é da ordem de 43.770

t/ano, sendo cerca de 1.484 toneladas no período de estiagem e 42.286 toneladas

no período chuvoso (valores encontrados para o período de 1999 - 2000).

Com uma área superior a 74.000 Km², a bacia do Jaguaribe e sua imensa

abrangência territorial, apresenta as mais diversas litologias bem como padrões de

drenagem distintos e localizados, sendo o padrão dendrítico o que predomina (Mapa

6.1) ( RADAM BRASIL, 1981).

Mapa 6.1 Bacia do Jaguaribe (Hipsometria e rede de drenagem)

O Baixo Vale do Jaguaribe compõem parte de todo um conjunto que é

resultado de processos que ocorrem a centenas de quilômetros à montante. Os

sedimentos que compõem esta micro-região têm sua origem no alto e médio curso

do rio principalmente, bem como de suas sub-bacias do rio Salgado e Banabuiú.

Através da erosão de rochas pré-existentes que sofreram intemperização, o material

desagregado transportado pelas correntes fluviais é drenado pelas mesmas. Assim,

o baixo Jaguaribe é receptor de todo o deflúvio drenado das sub-bacias à montante,

que equivalem a uma área que corresponde à metade do Estado do Ceará.

6.4 Contexto Climático e proposta de Modelo de Evolução do Relevo

Considerando o esmorecimento da atividade tectônica pós-reativação do

Cretáceo, o regime climático assume caráter fundamental na dinâmica dos

processos geomorfológicos ocorridos no Ceará e, conseqüentemente, na formação

da planície fluvial do rio Jaguaribe.

Os trabalhos de Peulvast e Claudino-Sales (2000, 2002, 2003, 2004) a

partir da análise da morfoestratigrafia das estruturas geológicas do estado do Ceará,

fornecem elementos sobre o processo de exumação pós-cretácea, estabelecido a

partir da atuação dos agentes exógenos, bem como de atividade tectônica. Para o

Baixo Jaguaribe, constitui-se de fundamental importância o entendimento relativo à

exumação pós-cretácea de antigas estruturas (inselberg´s) desde o final da

deposição da bacia Potiguar (Turoniano).

Os perfis geológicos que se seguem, subsidiam a interpretação sobre a

evolução morfotectônica, bem como geomorfológica do Nordeste.

Foram selecionados os perfis que envolviam o baixo Jaguaribe, no intuito

de se promover uma contextualização geológica e geomorfológica na qual o

ambiente de estudo está inserido.

As mudanças nos padrões de circulação atmosférica (pluviometria);

definem o regime climático que por sua vez rege os processos intempéricos e

condicionam a evolução do relevo.

É sabido que durante o período Quaternário, mudanças climáticas se

estabeleceram, fazendo o nível da água do mar elevar-se em períodos quentes

(transgressões), deixando assim, o clima mais úmido, e recuar em períodos frios

(regressão), deixando o clima mais seco. Tais alterações imprimem mudanças

significativas nos condicionantes evolutivos das paisagens. O avanço e recuo da

linha de costa, aliados às ações (remoção, erosão, translado, transporte,

desnudação; sedimentação, agradação; decomposição, desagregação; agradação)

dos agentes morfológicos (fluvial, flúvio-marinho, glacial, ondas, marés, correntes

marinhas, vento, gravidade, placas litosféricas, magma) associados aos efeitos das

mudanças climáticas, deixaram como resultados extensas planícies costeiras no

litoral Brasileiro (MEIRELES, 2001), bem como planícies aluviais nos baixos cursos

dos rios (Fig. 6.6).

PETROBRÁS apud Morais 2005

Fig. 6.6 Variações do nível do mar durante o Cenozóico

A concepção de que a morfogênese mecânica imposta por climas secos

conduz à formação das superfícies pedimentadas e/ou aplainadas teve

reconhecimento generalizado. Por outro lado, também é considerado que cada

período seco de elaboração de aplainamento deixa um depósito correlativo e cada

período úmido de dissecação deixa formas entalhadas. (e.g. SOUZA, 2002).

O entendimento referente à formação e evolução dos ambientes de

deposição fluvial como as planícies, reside no contexto climático que se

estabeleceu, definindo fases de remoção e deposição de material e fases de entalhe

e incisão dos depósitos da fase anterior.

Dessa forma, a história climática assume fundamental importância tendo

em vista que o nível de intemperização das rochas e o respectivo fornecimento de

sedimentos dependem da atuação da temperatura e da precipitação.

A extrema instabilidade climática ocorrida durante o Pleistoceno imprimiu

na paisagem modelos de evolução distintos e sucessivos, sendo a alternância entre

fases úmidas e secas, a característica fundamental desse período (BIGARELLA,

2003).

O clima da terra no decorrer de sua história natural modificou-se por

variadas vezes. Os motivos desta inconstância estão relacionados à quantidade de

energia térmica que chega ao planeta, sendo esta, o combustível principal do clima

e suas ações e reações respectivas.

De acordo com Ayoade (1998), dentre os diversos movimentos que a terra

promove, a variação da excentricidade da órbita,

a variação da obliqüidade da

eclíptica

e o deslocamento do periélio

são os mais destacáveis na compreensão

das constantes mudanças do clima.

As explicações apresentadas pelo que se convencionou chamar de ciclo

de Milankovich, segundo Salgado-Laboriau (1994), parecem ser as mais aceitas

para explicar tanto a origem das glaciações quanto das mudanças climáticas de

origem natural. Esta teoria sugere que fatores ligados aos movimentos orbitais da

Terra, como as alterações da distância da Terra em relação ao Sol, a obliqüidade da

elíptica e a geometria da órbita terrestre em torno do Sol, são os principais

causadores das mudanças climáticas, inclusive das glaciações (NETO & NERY

2005).

A elipse descrita pela Terra em seu movimento ao redor do Sol é, ora mais, ora menos alongada.

A eclíptica varia sua obliqüidade em relação ao plano do equador, ora decrescendo, ora acrescendo seu angulo

de inclinação.

O ponto em que a terra em seu movimento de translação passa mais próxima do sol (periélio) varia em um

movimento cíclico que dura em média 1.100 séculos.

De forma sintética, analisando a gênese dos paleoclimas, percebe-se que

sua variabilidade se dá em função da mudança constante do receptador de calor, no

caso a Terra, que desenvolve os mais variados movimentos. Tal variação reflete na

forma em que a energia térmica chega à Terra, modificando também as

características que dependem do ângulo de inclinação dos raios solares, os quais

definem os climas zonais do planeta.

Em determinadas condições em que a terra reúna um conjunto de

situações combinadas a partir de seus movimentos, favorecendo um aumento no

input de energia, a elevação da temperatura do planeta dada em função da

intensificação da entrada de energia faz-se sentir diretamente no degelo das calotas

polares, promovendo imediatamente uma variação eustática positiva. Dessa forma,

uma maior abrangência das águas oceânicas junto ao aumento de temperatura

global, elevará o potencial de evaporação aumentando os climas úmidos do planeta

e fazendo retrair os secos.

Em uma situação oposta, verifica-se que a diminuição da temperatura e,

conseqüentemente, o congelamento de grandes volumes de águas oceânicas,

reflete diretamente na diminuição da superfície de água distribuída na superfície do

planeta em função da queda de temperatura, fazendo os climas quentes e úmidos

retraírem-se à faixa equatorial (AYOADE, 1998).

A variabilidade é a principal marca do período Quaternário. Mudanças

climáticas sempre acompanharam a história natural do planeta, porém seus

registros, muitas vezes eliminados por fases erosivas, são difíceis de serem

identificados, sendo o período mais recente o que reúne o maior número de

evidências, tornando possível estabelecer uma reconstrução dos modelos evolutivos

do relevo.

Durante o Quaternário, as glaciações com cerca de 100 mil anos de

duração, se alternaram com fases de temperatura mais quente e de menor duração

(cerca de 20 mil anos), os interglaciares (SALGADO-LABORIAU, 1994).

Reside na variação climática, a condição necessária para que de modo

sistemático a rocha seja acentuadamente intempererizada em clima úmido,

formando espessos mantos de alteração, que provavelmente serão erodidos na

passagem para um clima seco.

No caso do nordeste brasileiro, o quadro fitogeográfico, principal reflexo

do clima, teve sua atual vegetação de caatinga expandida e retraída por diversas

vezes. No Pleistoceno, o processo gradual de resfriamento e estiagem que o planeta

já vinha experimentando, exacerbou-se (CAVALCANTE, 2005). De acordo com

Shackleton (1987), nos últimos 2,5 M.a é provável que tenha ocorrido até 18

alterações no nível do mar relacionadas às flutuações climáticas.

No entanto, acredita-se que o que mais ocasionou transformações nos

ecossistemas brasileiros (e, sobretudo, na vegetação do Nordeste) foi o último

desses eventos, que durou 70 mil anos e sua culminância ocorreu entre 25 mil e 17

mil anos atrás. Estima-se que o nível do mar tenha descido 140m abaixo do atual,

produto do aprisionamento da água nas geleiras do Hemisfério Norte

(CAVALCANTE, 2005).

Diferentemente, na transição entre o Pleistoceno e Holoceno (10.000 anos

aproximadamente) o clima da região Nordeste era úmido e relativamente mais frio

que o atual, com um aumento nas taxas de precipitação entre 1.500mm e 1.800mm,

o que veio favorecer o estabelecimento de uma floresta tropical exuberante, com

afinidade florística entre a Amazônia e a Atlântica (OLIVEIRA, et al 2005).

Pessenda et al, (2005), baseado em dados de isótopos referentes às

variações dos valores de carbono encontrados em amostras de solos retirados da

Amazônia, afirma que o período que vai de 17.000 a 9.000 anos (final do

Pleistoceno e início do Holoceno) parece ter sido mais úmido. A expansão da

Savana no Estado do Maranhão entre 9.000 e 8.000 anos sugere condições mais

secas do que do período prévio.

Na transição para o clima seco a caatinga regride, sendo substituída por

cobertura vegetal menos densa que também possui menor poder de proteção do

solo. O transporte em massa seria o mais efetivo nessa ocasião. O espesso regolito,

alterado quimicamente, ao ser removido rapidamente das encostas, expõe as rochas

a novos processos de intemperização, nos quais se acentua a ação da

desagregação mecânica (BIGARELLA, 1994).

É no clima seco que o solo pode ser erodido vigorosamente em

decorrência da ausência de uma proteção, possibilitando a remoção do regolito

decomposto que terá a água de escoamento seu principal meio de transporte, indo

entulhar os fundos de vale, promovendo uma agradação na topografia regional.

Diferentemente, na transição de um clima seco para um úmido retoma-se

a morfogênese química. Onde havia erosão, provavelmente passa haver

espessamento do manto de alteração, e onde havia deposição e atulhamento,

possivelmente passa a haver incisão, através da erosão linear.

No que concerne ao trabalho degradacional/ agradacional dos rios, a

transição do seco para o úmido, o aumento das vazões em decorrência da elevação

da pluviometria resulta numa maior competência fluvial, que ao ter menos material

disponível a remobilização, entalha o depósito por ela gerado na fase anterior.

Tomando por base estas concepções, a interpretação geomorfológica

referente à evolução do baixo vale do Jaguaribe propõe, considerando as variações

climáticas Pleistocênicas, um quadro hipotético evolutivo para a área a partir da

análise topográfica dos níveis de terraços identificáveis.

Segundo Souza (2002), a partir do Plioceno Superior, as condições de

maior umidade conduziram à formação de espessos regolitos, precedendo a

deposição da Formação Barreiras; tendência para a organização da rede

hidrográfica e abertura dos vales principais que justificam as condições atuais de

exorreismo. Com a retomada da morfogênese mecânica em função de climas secos,

houve intensa remobilização de material, através dos processos de erosão,

transporte e deposição de sedimentos.

Considerando que as fases deposicionais ocorrem com maior magnitude

em climas secos (SOUZA, 2002) e admitindo como de idade Plio-Pleistocênica os

depósitos referentes à Formação Faceira (CPRM, 1996), é preciso que nesse

intervalo de tempo (final do Plioceno e início do Pleistoceno), predominasse

condições morfogenéticas instáveis, com intensa remobilização e deposição de

material.

Está demonstrado, por isótopos de oxigênio, polens, foraminíferos e

outros fósseis, que a temperatura do mar começou a diminuir ao final do Plioceno.

Parece que um grande resfriamento no final do Plioceno resultou no avanço dos

glaciares (geleiras) em direção às baixas latitudes, em ambos os hemisférios do

planeta. Como resultado, teve início a primeira grande glaciação marcando o início

do período Pleistoceno (SALGADO-LABORIAU, 1994).

Constituía-se assim, a primeira fase da deposição da formação Barreiras

que constituem depósitos sedimentares levados para as partes mais baixas do

continente pela ação da gravidade tendo a água de escoamento seu principal

realizador.

No Baixo Jaguaribe, este período parece ser marcado pelos processos de

deposição traduzindo-se na remobilização de clásticos de composição

granulométrica variada, sendo comum os depósitos de seixos em toda sua

extensão.

A erosão condicionada pela semi-aridez, definiu a formação do tipo aluvial,

de idade atribuída ao Plioceno, constituída por areia, seixos conglomeráticos e

laterito. Trata-se da Formação Faceira (Fig. 6.7 e Foto 6.1) que se situa na margem

esquerda do Rio Jaguaribe, estendendo-se de Sudoeste para Nordeste, desde

meados da bacia do médio curso do rio Jaguaribe até seu baixo curso, porém sem

adentrar a planície flúvio-marinha onde já fora erodido (MORAES et al, 1997).

Fig. 6.7 Gênese da Formação Faceira

Os estudos pioneiros realizados na década de sessenta pelo GVJ (Grupo

de Estudos do Vale do Jaguaribe - SUDENE) descreveram a Formação Faceira

como depósitos aluviais ocorrentes na margem esquerda do Rio Jaguaribe, que se

estendem para oeste e sul na forma de fragmentos de tabuleiros que se reduzem

progressivamente à medida que se afasta do vale.

De acordo com Moraes et al (1997), os trabalhos realizados pela

SUDENE, explicam a origem da Formação Faceira pela ablação das rochas

cristalinas durante o aplainamento que esculpiu a superfície Pliocênica.

O grupo de estudo do Vale do Jaguaribe (SUDENE/ASMIC, 1967) admite

que estes depósitos se formaram no fim do Terciário e início do Quaternário, após o

soerguimento do escudo Nordestino. Os glacis de deposição resultantes,

responsáveis pelos depósitos da Formação Barreiras no litoral elevaram os níveis de

base dos rios da região atenuando a erosão e depositando, no interior, os

sedimentos aluviais que compõem a Formação Faceira. As duas Formações

(Faceira e Barreiras), atualmente a primeira considerada um fáceis da segunda, são

contemporâneas segundo o mesmo estudo, que classifica a Formação Barreiras

como depósitos deltáicos de idade Pliocênica e a Formação Faceira como uma

transição lateral, de origem fluvial de idade Tércio-quaternária.

Os trabalhos mais atuais publicados pela Abequa (Associação brasileira

de estudos do Quaternário), destacam uma idade Miocênica para a Formação

Barreiras e Plestocênica Superior para o Faceira.

Os depósitos de seixos denunciam a elevada energia na qual a água de

escoamento era detentora, como é comum nas fases semi-áridas em que as chuvas

violentas e esporádicas, concentradas no tempo têm a capacidade de remobilizar

grandes quantidades de material, sendo os depósitos de fundo de canal aqui

representados pelos conglomerados os mais significativos dentre os fáceis que

compõem a Formação.

Foto: 6.1 Formação Faceira

Conforme as figuras 6.7, 6.8, 6.9 e 6.10 a Formação Faceira, disposta

morfologicamente na forma de Tabuleiros, caracteriza-se como um ressalto

topográfico em relação ao nível da planície atual. Em sua porção limítrofe com os

aluviões recentes, apresenta-se limitado por escarpas que se elevam de 20 até 50

metros acima do nível topográfico da depressão periférica.

Em uma situação de clima úmido, a elevação do nível de base geral

promove a erosão da Formação Barreiras em sua porção voltada para o Mar. Em

sua porção mais interna, a erosão se estabelece a partir da incisão produzida pelo

trabalho erosivo dos cursos d’água.

A elevação das taxas de pluviometria aumenta acentuadamente a vazão

dos rios que quando chegam aos seus baixos cursos deparar-se-ão com os

depósitos fluviais formados na fase semi-árida anterior. O incremento no volume de

água escoado eleva, com efeito, a competência fluvial que na efetivação de seu

exorreismo, erode o depósito anterior formando um vale e dando origem ao terraço

(Fig. 6.8).

Fig. 6.8 Esquema de Formação de Terraços Fluviais

O processo de rebaixamento do nível de base promove uma incisão no

depósito anteriormente formado. A partir daí, os processos hidrodinâmicos

promoverão o progressivo alargamento do vale pela migração lateral dos cursos

d’água através da formação de meandros.

No baixo Jaguaribe, a largura do atual vale, comparada com as seções

dos rios atualmente, verifica-se que seu processo de alargamento e aumento da

área de acumulação atual se deu primeiro em condições de alta energia, tendo em

vista o expressivo entalhe na Formação Faceira, e segundo em condições,

possivelmente, de menor energia, onde o alargamento das seções dos canais e a

formação de meandros se estabeleceram.

Fig. 6.9 Incisão de Vale na Formação Faceira

A formação dos terraços relaciona-se diretamente as variações do nível de

base, impulsionadas pelas cíclicas variações climáticas ou atividade tectônica.

Do ponto de vista teórico, e de acordo com modelos pautados na

alternância entre climas secos e climas úmidos (CHRISTOFOLETTI, 1981) para a

formação do terraço, há necessidade de ocorrência de duas fases distintas:

(1°) Fase deposicional: formação de planície de inundação, a partir da

acumulação de material provindo de montante.

(2°) Entalhamento: quando o canal fluvial escava e aprofunda o leito

evidenciando uma paleosuperfície de acumulação.

Dessa forma, origina-se o terraço que constitui o mais importante

testemunho do antigo leito do rio.

É na transição climática que os processos morfogenéticos atuam com

maior intensidade, principalmente na mudança de um clima úmido, sob condições

fitoestáticas (TRICART, 1977), para um clima seco, que condicionará uma rápida

ablação e remoção do manto de alteração formado na fase anterior.

A ação erosiva hídrica, com a retomada da morfogênese física, pode ter

promovido a comaltagem do canal escavado no período anterior, dando origem a

uma nova planície de inundação elaborada a partir dos processos hidrodinâmicos

responsáveis pelo transporte de material, formado em uma possível fase úmida

anterior. A remobilização do material seria função, principalmente, de dois fatores. O

primeiro estaria relacionado à diminuição da proteção do solo que ocorre na

transição para o clima seco a partir do espaçamento e sucessão ecológica, sendo a

caatinga, não detentora de capacidade de proteção do solo quando submetido a

chuvas torrenciais. E o segundo, refere-se ao transporte promovido pela água de

escoamento.

A erosão hídrica e o escoamento que se estabelecem possuem

competência para transportar material, o qual depende da velocidade de fluxo que é

razão direta do tamanho da seção do canal e da quantidade de água drenada, bem

como do gradiente topográfico (SUGUIO, 1980). Enquanto as condições de

transporte forem mantidas, o material é remanejado, porém, quando a água de

escoamento chega ao baixo curso da bacia de drenagem depara-se com gradiente

topográfico suave e vales com seções bastante largas, diminuindo imediatamente

sua capacidade de transporte e, conseqüentemente, originando um novo depósito.

Fig. 6.10. Fase deposicional em clima seco

Para Ayoade (1998), os estratos aluvionares representam um importante

registro, e são frequentemente usados como indicadores litogenéticos de climas

passados.

Antigos níveis deposicionais são comumente encontrados nos baixos

níveis de terraços do rio Jaguaribe (Foto 6.2)

Foto: Cavalcante 2001

Foto 6.2 Níveis de deposição aluvial (Quixeré).

Os terraços fluviais constituem evidências morfológicas de diferentes

níveis de base, sendo seu nível de superfície correspondente a um antigo nível de

deposição que fora entalhado. Sua configuração é definida a partir de um plano

horizontal limitado por um escarpamento abrupto. Na base, encontra-se a planície

de inundação ou outro nível de terraço (Fig. 6.11). Quando os terraços são

delimitados por outros terraços, forma-se uma sucessão de níveis de deposição.

Fig. 6.11 Perfil Topográfico do baixo Jaguaribe.

Segundo Geyh et al. (1991), baseados na análise de isótopos de oxigênio

de aqüíferos do Nordeste Brasileiro, pode-se afirmar, com segurança, que após o

fim do Pleistoceno registrou-se um aumento de temperatura de aproximadamente

5°C acompanhado, possivelmente, de uma redução pluviométrica em torno de 15%

até 20%. Segundo o mesmo, também é possível, que a redução pluviométrica tenha

coincidido com o período de aumento da aridez, há aproximadamente 7.000 anos.

Dessa forma, os níveis de deposição atual poderiam ter se formado a

partir do aumento na aridez, o que criaria as condições necessárias à elaboração de

um novo depósito. É na transição climática, principalmente de condições

relativamente úmidas para condições mais secas, que, aparentemente, com maior

contundência realiza-se o trabalho morfogenético, no caso estudado, entendido

como a elaboração de um nível deposicional holocênico.

Fig. 6.12. Fase deposicional ocorrida sob clima seco (Holoceno).

A elaboração da depressão periférica oriental do Ceará, posicionada a

Oeste da bacia mesozóica Potiguar, constitui uma herança onde predominaram os

processos de morfogênese física, cujas características foram mantidas devido à

semi-aridez atual do clima (SOUZA, 2002).

A planície aluvial chega a atingir mais de 10km de largura à altura da

cidade de Russas, voltando a diminuir à jusante, em função da existência da

Formação Barreiras. O relevo plano tem sua homogeneidade rompida pela presença

de inselbergs graníticos, alguns com aproximadamente 50 m de altura, distribuídos

na margem direita do rio Jaguaribe, entre o referido rio e os terrenos cretáceos do

grupo Apodi. Tais inselbergs (Foto, 6.3), vêm sendo exumados pelo trabalho erosivo

da rede de drenagem. Esta por sua vez, promove a erosão lateral e

consequentemente o recuo da frente de cuesta, representada pelo calcáreo

Jandaíra e pelo arenito Açu.

Foto: Betard 2005

Foto 6.3 Inselberg exumado (Limoeiro do Norte)

Do lado oposto a planície limita-se com os terraços tércio-quaternários da

Formação Faceira. Embora se apresente bastante conservado em sua morfologia

em relação à atividade tectônica, a análise de drenagem denuncia a possibilidade de

um controle estrutural em alguns pontos (Mapa 6.2).

6.5 Resultados da Sondagem

Objetivando a identificação de paleoníveis de base mais rebaixados que o

atual, tendo em vista que os mais elevados ficaram evidentes nos fáceis da

Formação Faceira e nos níveis de deposição aluvial dos baixos terraços ou terraços

holocênicos, foram realizadas sondagens utilizando um equipamento do tipo “Vibra

Core” nos leitos dos rios Jaguaribe, Quixeré e Banabuiú.

Foto 6.4 Sondagem no aluvião do Rio Jaguaribe. Foto: Cavalcante 2004

A coluna estratigráfica resultante da amostragem, não identifica a

possibilidade da ocorrência de paleossolos ou de níveis de cascalheira, sendo a

amostragem relativamente uniforme.

Tal fato não comprova a inexistência de entalhes ocorridos em níveis

erosivos mais rebaixados, pois além de pontual, a sondagem utilizada identifica

paleoníveis deposicionais e erosivos no máximo de 6m de profundidade; isso

quando esta é executada sem problemas de ordem operacional, o que não ocorreu

no caso citado, tendo em vista que a saturação do aluvião comprometera em parte o

processo, sendo as amostras retiradas ficado na ordem dos 2m de profundidade.

Porém, os dados extraídos da sondagem possibilitaram a afirmação de um

contexto deposicional recente sem grandes alterações quanto às condições de

vazão e descarga sólida, sendo que para cada período da aluvionamento, não

houve tempo necessário para que a pedogênese se estabelecesse, o que

assemelha-se ao período atual, onde as sucessivas cheias sobrepõem novos

depósitos nas planícies de inundação sazonal, impossibilitando o desenvolvimento

pedogenético da mesma. Tal fato evidencia-se na inexistência de material de origem

orgânica em profundidade nas amostras analisadas.

Fotos 6.5, 6.6, 6.7 Resultados da

Sondagem. Foto: Cavalcante 2004.

Na abertura da amostra observou a predominância de areia grossa e

média em todo o perfil. Tal evidencia dispensou uma classificação granulométrica,

tendo em vista a homogeneidade do perfil.

Numa primeira avaliação observou-se que a cor da amostra apresentou

um padrão de coloração uniforme quando seca. A presença de pequenos seixos

arestados com cascalhos reafirma a intermitência do canal, que não dando

condições para a elaboração de uma sedimentação de menor calibre, acaba

imprimindo feições constantemente alteradas e de sedimentação que retratam um

fluxo rápido e intenso.

6.6 Análise de Rede de Drenagem

A análise da rede de drenagem consiste na verificação da forma e direção

do escoamento atentando para possíveis anomalias e, consequentemente,

evidências de atividade tectônica ativa.

O escoamento superficial, sua forma, geometria e sentido de escoamento,

funcionam como um indicador de atividade tectônica a partir de mudanças no padrão

de drenagem (SILVA FILHO, 2005)

Informação pessoal proferida em reunião com o Prof. Dr. Welligton Silva Filho (Dept. de Geologia – UFC)

(2005).

A evolução geomorfológica do ambiente fluvial, não está apenas

condicionada às mudanças climáticas ou às variações do nível de base. Os

processos hidrodinâmicos fluviais, erosão, transporte e deposição fazem parte do

trabalho degradacional/ agradacional dos rios e são o resultado do trabalho

mecânico da água. A gravidade nesse contexto assume o papel de promover a

constante movimentação do fluído na porção emersa continental. Tal movimentação

define o regime de escoamento a partir das características do substrato (SUGUIO,

1990).

Para o baixo Jaguaribe não se justifica uma drenagem do tipo retilínea,

sem considerar, portanto, as possibilidades de um eventual controle estrutural.

Mapa 6.2 Rede de Drenagem (A área destacada identifica as anomalias de drenagem).

A forma de escoamento é função direta das características do substrato e

este tem sua fisiografia determinada pela atividade tectônica. Reside na forma dos

canais, as marcas da possibilidade de um controle estrutural, que no Baixo

Jaguaribe, não é descartada, pois as evidências que as anomalias existentes na

rede de drenagem situada sobre o material plio-pleistocênico da Formação Faceira e

a própria disposição desta formação, exibindo forte linearidade no sentido SW-NE,

justificam este fato.

Tal situação constitui uma exceção do que ocorre normalmente em uma

bacia de drenagem. No baixo Jaguaribe, o terraço Pleistocênico referente à

Formação Faceira foi incipientemente seccionado pela erosão em relação à

drenagem que segue em direção do fundo do vale principal. Em sua superfície a

dissecação é promovida por canais retilíneos que possuem direção anômala,

drenando no sentido oposto ao vale do Jaguaribe, fazendo da área limítrofe do

terraço com o atual vale, uma espécie de divisor de águas para onde as águas

convergem em sentidos opostos (Mapa. 6.2) (Fig. 6.13).

Fig. 6.13 – Bloco Diagrama evidenciando o paleoterraço como divisor de águas.

A mudança brusca e pontual do padrão dendrítico para um padrão

retilíneo identificada no mapa de drenagem, evidência a possibilidade de uma

influência tectônica de ocorrência pós-pliocênica.

A costa NE do Brasil, localizada na margem passiva da América do sul,

apresenta mecanismos de um regime compreensivo paralelo aos trends estruturais,

de direção leste-oeste (Fig. 6.14). A investigação atual mostra que estas falhas

foram reativadas durante o Holoceno (BEZERRA & VITA-FINZI, 2000).

(BEZERRA E VITA-FINZI 2000)

Fig. 6.14 Tectônica comprensiva no Nordeste.

A configuração morfológica atual do Vale, no início de seu baixo curso,

pode ser visualizada nos perfis topográficos a seguir (Fig. 6.15), sendo o primeiro

referente à superfície de acumulação fluvial Jaguaribana, envolvendo a

paleosuperfície do terraço fluvial e o nível de acumulação atual, partindo da base da

escarpa dos terrenos calcáreos do grupo Apodi até a serra do Félix. Logo em

seguida, é apresentado o perfil (A’ – B’) referente ao vale do Jaguaribe.

Fig. 6.15 Perfis topográficos

O entalhe promovido pelas fases de dissecação, possibilitou o

alargamento do vale, sendo que este atinge 10km de largura na área de estudo. O

nível de deposição atual situa-se na cota de 20 m, o que cria um desnível

topográfico entre os paleoterraços da Formação Faceira e o leito atual da ordem de

50 m. Desconsiderando a possibilidade de qualquer movimentação normal, em

função da notável conservação dos terraços, percebe-se a elevada variação da

amplitude do nível de base local, impulsionada, possivelmente, pelas flutuações

climáticas Quaternárias e pelas constantes modificações no nível de base geral.

De acordo com Foucalt (1993), por muito tempo, acreditou-se que as

glaciações teriam correspondido a períodos pluviais em que as chuvas tinham em

média aumentado e o nível de base geral teria se elevado. A partir desses

questionamentos, referentes à variabilidade das condições de temperatura, pressão,

umidade e pluviometria durante o Quaternário, é que reside a incerteza em relação

às fases morfogenéticas e pedogenéticas, adotadas como referencial ao

condicionamento do relevo Jaguaribano.

Portanto, a aplicação de concepções referentes à evolução

geomorfológica em climas secos e úmidos requer uma certa flexibilidade na

interpretação das formas. Somente quando é comprovada a variação climática e

esta data, consecutivamente, com a idade de um depósito, é que se pode afirmar

com segurança em que contexto evolutivo este foi formado.

É sabido, que o contexto evolutivo sedimentar Quaternário é muito mais

complexo que os modelos evolutivos apresentam. O número de glaciações tem sido

constantemente revisado nas bibliografias atuais, resultado direto do avanço das

pesquisas sobre a geomorfogênese cenozóica e suas sucessivas variações

climáticas.

A aplicação das concepções, que climas secos conduzem à formação de

superfícies pedimentadas e climas úmidos promovem a estabilização morfogenética,

foram adotadas como referenciais teóricos da formação dos terraços e

paleoterraços. No entanto, aponta-se para a necessidade da realização de

sondagens do tipo “Vibra Core” na identificação de paleossolos, possibilitando assim

um incremento nos dados disponíveis.

CAPÍTULO

7. OCUPAÇÃO TERRITORIAL E FORMAÇÃO

DA REGIÃO JAGUARIBANA

7.1. Introdução

O presente capítulo tem por objetivo analisar o processo de formação do

espaço regional Jaguaribano, relacionando-o com seus espaços de várzea,

considerados preferenciais à ocupação e condicionantes dos diferentes ciclos

econômicos que se estabeleceram. Entender a região jaguaribana significa entender

seu processo de ocupação, que tem suas origens a partir do século XVIII,

engendrando, desde então, os mais diferentes usos de seu espaço.

O Baixo Jaguaribe, dentro do contexto cearense, compõe uma região que

compreende o baixo curso do rio Jaguaribe, configurado geograficamente por uma

extensa planície aluvial. Tal espaço foi valorizado historicamente em função de seu

potencial agrícola, o qual definiu sua ocupação, dada a partir das instalações dos

currais

e da agricultura de subsistência, realizada preferencialmente por duas vias

de penetração; uma vinda de Pernambuco, que avançou em direção ao norte

ocupando as várzeas, e outra provindo do litoral, no sentido sul. Os rios eram

caminhos de preferência, pois auxiliavam a alimentação por intermédio da pesca e

da caça, ao atraírem animais que vinham beber água em seu curso. Sobre esse

assunto, discorre Pinheiro (2000):

A ocupação da capitania do Ceará deu-se a partir do litoral para o

interior e a área mais importante de penetração foi o Vale do

Jaguaribe por ser a principal porta de entrada dos sesmeiros que

vinham do Rio G. do Norte, Paraíba e Pernambuco, à procura de

pastagens naturais e de águas, elementos essenciais para o

desenvolvimento da Pecuária (PINHEIRO, 2000. p. 12).

É possível perceber que as principais rotas de povoamento respectivo no

Estado do Ceará seguiam preferencialmente os vales mais úmidos do sertão (Fig.

7.1). Na figura 7.1 é possível reconhecer que as principais vias de comunicação do

Os Currais correspondiam à forma de ocupação colonial marcada por vilas que serviam de aporte para o

transporte do gado para o litoral.

século XVIII no Ceará seguiram os principais rios do Estado (Jaguaribe, Acaraú,

Banabuiú e Salgado).

A valorização do espaço Jaguaribano, como lugar privilegiado para

ocupação, evidencia-se na distribuição das sesmarias entre os séculos XVII e XIX,

onde se constata que 43% do total situavam-se na bacia do Jaguaribe, sendo

sempre divididas tomando o trecho do rio como referencial. A maioria localizava-se

completamente dentro da planície aluvial (SOARES, 2002).

Fig. 7.1 Vias de penetração do estado do Ceará no século XVIII

Distribuição de Sesmarias na Bacia do

Jaguaribe (1678 – 1824)

Rio Jaguaribe 296

Rio Quixeramobim 105

Rio Banabuiú 170

Rio Salgado 115

Rio Cariús e Bastiões 43

Inhamuns 68

Rio Piranji 39

Rio Sitiá 25

Riacho Palhano 27

Riacho do Sangue 17

Riacho Figueiredo 33

Riacho S. João. 5

Total 916

(Fonte: Pinheiro, 2000, p.14)

Fig. 7.2. Densidade ocupacional no Baixo Jaguaribe no século XVIII.

A planície aluvial do Baixo Jaguaribe, historicamente, foi um espaço

valorizado desde os primórdios da sua ocupação e organização espacial, dadas

suas melhores condições de acesso à água, solos agricultáveis, caça, entre outros.

É nesta unidade geoambiental que se localizam os sítios onde

historicamente se desenvolveu uma agricultura irrigada e

atualmente se cultiva o arroz, o milho, o feijão, o limão, a banana e

outras frutas regionais, além da forrageira para o gado. É a unidade

de maior densidade demográfica e de grande aproveitamento

agrícola devido à alta fertilidade dos solos e facilidades de água,

além de ser caracterizada pela grande densidade de minifúndios

(SOARES, 2002, p. 5).

A ocupação e organização do espaço cearense, especialmente

Jaguaribano, a partir da pecuária, se deu em função dos interesses do sistema

colonial, produzindo alimentos para as zonas nucleares da colonização. A expansão

da criação do gado foi ao mesmo tempo fator de conquista de terras e expulsão dos

silvícolas que foram ‘empurrados’ para o interior, e expansão do povoamento por

parte do elemento colonizador (SILVA, 1994).

Embora a pecuária no quadro econômico colonial representasse uma

função complementar, destinada a atender as necessidades da área litorânea

canavieira, ela significou um passo decisivo no processo de ocupação e organização

do espaço nordestino, cearense e jaguaribano.

Sendo colonizado a partir do deslocamento de correntes migratórias

oriundas das regiões açucareiras da Bahia e Pernambuco, o Ceará

encontrou na Pecuária sua principal atividade econômica, além de

pequenas lavouras de subsistência no interior da fazenda voltada à

pecuária. A criação do gado também é responsável pelas primeiras

atividades ligadas às transformações industriais – o aproveitamento

do couro e a produção de carne para o abastecimento das cidades

do litoral da zona da mata (SILVA, 1994, p. 79).

A microrregião do baixo Jaguaribe definida pelo Instituto Brasileiro de

Geografia e Estatística (IBGE), formada pelos municípios de Alto Santo, Ibicuitinga,

Jaguaruana, Morada Nova, Palhano, Quixeré, Russas, São João do Jaguaribe,

Limoeiro do Norte e Tabuleiro do Norte (Fig. 7.3), será utilizada como referência

para a definição de região do Baixo Jaguaribe.

Fig. 7.3 Mapa da região Jaguaribana

7.2 Processo de Ocupação

A instalação dos currais dava-se pela construção de casas simples em

terrenos de aproximadamente três léguas para cada lado do rio com uma de largura,

o que dava base à criação de algumas centenas de cabeças de gado por fazenda.

Os proprietários (senhores de terra) que possuíam diversas fazendas residiam no

litoral, ficando o serviço das mesmas sob os cuidados do vaqueiro.

No período de charqueadas (século XVIII), as longas distâncias

percorridas e a dificuldade de se conseguir a carne levaram ao desenvolvimento da

secagem e salgamento, produzindo a charque que abasteceria a indústria canavieira

da Zona da Mata.

A perda de peso do gado que se deslocava até os centros de consumo,

trazia grandes prejuízos aos criadores. Inicia a partir desse fato, a indústria

beneficiadora de carne (carne de sol ou charque) como resposta a esse problema

tão grave de economia cearense (SILVA, 1994).

Na região jaguaribana as fábricas de beneficiamento de carne, também

chamadas oficinas, ocuparam o estuário do Jaguaribe. Com o comércio da charque,

é dada base à formação dos primeiros núcleos urbanos e vilas que deram origem a

uma região produtora, a partir de uma teia de relações políticas, econômicas e

sociais que se estabeleceram nesse espaço.

No final do século XVIII, no entanto, as charqueadas entraram em

declínio, motivado pelas secas e pela concorrência com o Rio Grande do Sul, como

também o surgimento de outra atividade importante: a cultura do algodão.

Assim é que:

A partir do início do século XIX a cultura do algodão se expande no

interior do Estado. Os primeiros cultivos realizados nos fins do

século XVIII assumiram aspectos de grandes proporções quando o

Ceará inicia suas primeiras exportações desse produto (SILVA,

1994, p. 84).

A expansão algodoeira no Ceará no final do século XVIII está

intrinsecamente relacionada à Revolução Industrial, onde a Inglaterra passou a

demandar maior quantidade dessa matéria-prima. No século seguinte, essa tarefa

fica a cargo exclusivo dos Estados Unidos. Importante ressaltar que o algodão em

conjunto com a agricultura de subsistência, constituíram as bases da fixação e

sustentação do sertão cearense, definindo a organização desse espaço. Com efeito,

as condições fitoecológicas do algodão permitiram que ele ocupasse outros espaços

além das várzeas, devido sua alta capacidade de adaptação ao clima semi-árido.

Nesse período, as mudanças na organização do espaço regional

jaguaribano com a atividade algodoeira se deram em função do desenvolvimento

industrial europeu e posteriormente da indústria têxtil localizada principalmente no

centro-sul.

7.3. O Ciclo da Cera

Na primeira metade do século XX, a valorização da cera de carnaúba

(Copernicia cerífera) no mercado internacional atinge seu período áureo, que

ocorreu entre a década de 30 e início da década de 60, e foi a principal fonte de

enriquecimento do Baixo Jaguaribe, especialmente em Russas e Limoeiro do Norte.

Nestas cidades estabeleceu-se uma elite política e econômica que deu legitimidade

ao discurso da identidade regional (SOARES, 2000).

Os espaços cobertos por carnaúbas foram fortemente valorizados. As

áreas dos aluviões são onde existe a maior concentração desta espécie. Do ponto

de vista regional, especialmente o Baixo Jaguaribe, o ciclo econômico da cera de

carnaúba gerou um crescimento urbano notório, resultado do enriquecimento da elite

regional. Na primeira metade do século XX, a cera de carnaúba possibilitou a

integração do Vale do Jaguaribe no mercado capitalista mundial. (SOARES, 2000).

O dinamismo nesse período era medido pela valorização da cera no

mercado internacional. Possuir carnaubais antes de sua valorização no mercado

mundial não detinha grande significação econômica.

No final da primeira metade do século XX, o valor da cera de carnaúba

sofre uma queda brusca no mercado internacional, que tinha como principal

consumidor os EUA. Esse movimento se intensifica a partir da década de 60 quando

se amplia a substituição, na indústria, de produtos naturais, como a cera de

carnaúba, por produtos sintéticos.

O marco da região, a carnaúba, uma vez desvalorizado levou a que os

proprietários explorassem de forma mais intensa aqueles espaços que não

possuíam carnaúbas com o cultivo de frutas, como formas de compensar a queda

nos rendimentos das propriedades. Os sítios e seus pomares, geralmente fruto de

um desmatamento dos carnaubais no passado, foram explorados com o cultivo do

feijão, milho e mandioca, além de produtos como melancia, jerimum e batata doce,

todos cultivados no sistema de vazante. Quanto às frutas, como a banana, a laranja

e o limão, o cultivo era realizado geralmente com técnicas arcaicas de irrigação,

como o cata-vento feito de tronco de carnaubeira.

7.4. Um Novo Modelo de Desenvolvimento Agrícola

A crise da cera de carnaúba e, conseqüentemente, da elite regional, a

política do Estado Brasileiro visando à expansão da produção agrícola e a

integração econômica são fatores incidentes da origem dos primeiros estudos,

projetos e realizações voltadas para o desenvolvimento agrícola do Vale do

Jaguaribe.

De acordo com Soares (2002), os marcos fundantes desse processo são:

a) construção do açude Orós, com obras concluídas em 1962;

b)criação em 1961, pela SUDENE com cooperação do DNOCS e do

governo francês, o Grupo de Estudos do Vale do Jaguaribe;

c)instalação, em 1970, do primeiro grande perímetro de irrigação no Vale

do Jaguaribe pelo DNOCS – perímetro irrigado de Morada Nova, com área

desapropriada de 10.849 ha, sendo 4.333 ha com potencial irrigável e uma

previsão de irrigar 3.000 ha.

d) Mega-projeto de irrigação do Baixo Jaguaribe, cuja área estimada era

de 25 mil ha, abrangendo os municípios de Limoeiro do Norte,

Jaguaruana, Aracati e Russas.

d)a instalação, em 1980, do Programa de Valorização Rural do Baixo e

Médio Jaguaribe (PROMOVALE);

f) eletrificação rural iniciada a partir de 1979-1980.

g) a instalação, no Orós, em 1980, de uma válvula dispersora que

permitia perenizar 250 km do rio Jaguaribe, no caso o médio e baixo

curso.

Todas as políticas realizadas na segunda metade do século XX,

requalificaram o espaço jaguaribano, dando um novo sentido, a partir da política de

irrigação que difunde a agricultura moderna na região. A criação de pólos de

desenvolvimento agrícola, através da instalação de perímetros de irrigação,

significava a possibilidade de ampliação da produção de alimentos no Brasil ao

mesmo tempo em que servia de propaganda ideológica do Estado Brasileiro em

relação a sua política de reforma agrária. Essa política entendia que através da

irrigação seria possível transformar o Baixo Jaguaribe numa importante e moderna

região agrícola do Ceará e, ao mesmo tempo, dar um novo sentido a região, como

resposta a crise instalada na região com o declínio do extrativismo vegetal da cera

de carnaúba (SOARES, 2002).

Todos os projetos e perímetros pensados e implantados pelo governo da

década de 70 tinham os depósitos aluviais como área privilegiada. A expansão da

produção através da irrigação nestes espaços fazia parte da estratégia do Estado

Brasileiro em ampliar as fronteiras agrícolas do país em áreas que tivessem grande

potencial do ponto de vista das condições naturais (SOARES, 2002).

A produção de arroz foi a atividade que mais se destacou nesse processo

de modernização agrícola iniciado na década de 60, expandindo-se fortemente a

partir da década de 80, tornando-se um dos produtos característicos da paisagem

rural do Baixo Jaguaribe. Essa difusão do arroz irrigado, iniciado no perímetro de

Morada Nova, ultrapassou os limites dos perímetros irrigados e se expandiu nas

propriedades situadas na planície aluvial. Em torno dessa atividade se constituíram

cooperativas, associações e empresas com forte presença na região. O arroz,

portanto, foi o símbolo das transformações ocorridas no espaço e na sociedade no

Baixo Jaguaribe neste período.

7.5. Agricultura Moderna e suas Implicações no Espaço Jaguaribano

A partir da década de setenta a região jaguaribana passa a ser alvo de

uma política “modernizante,” que mudou a lógica econômica do espaço regional,

passando sua produção a ter caráter nacional e posteriormente global.

Uma região econômica só se transforma em território na medida em

que se torna base para uma ação política – ou político-econômica –

específica, como quando a delimitação dessas áreas serve de base

para um programa bem definido de investimentos públicos

(HAESBAERT, 2002, p. 136).

A constituição de pólos de desenvolvimento agroindustriais se baseia na

identificação de áreas de grande potencial da irrigação e do complexo agroindustrial,

fundamentalmente na região semi-árida nordestina. São espaços que detém

recursos naturais e vantagens comparativas significativas para seu crescimento e

dinamização de toda a área sob sua influência, atraindo o interesse crescente de

governos e de investidores privados, internos e externos, dos vários setores

produtivos.

Várias são as características que demarcam a preparação do território por

parte do Estado, em sua política de crescimento econômico, tais quais:

- construção do açude Castanhão, que redimensiona toda territorialidade

local em função da localização da obra;

- implantação do Projeto Tabuleiro de Russas que requalifica a área

situada ao sul, no município de Russas, dando-lhe uma nova lógica de

produção agrícola a partir da irrigação;

- institucionalização do Pólo Agroindustrial do Baixo Jaguaribe,

fundamentado em uma agricultura empresarial de grande poder de

investimento de capital, voltada para a exportação de frutas.

Nesse sentido, é possível perceber um redimensionamento,

principalmente, do ponto de vista das políticas públicas em qualificar o espaço

jaguaribano para fixação empresarial, algumas até multinacionais e transnacionais.

As empresas instalaram-se a partir da preparação que o Estado promoveu no

território, através da construção de barragens e estações de bombeamento,

garantindo água para produção, construção de estradas e portos, que promoveriam

o escoamento e a integração com o mercado internacional. Associa-se a isso, a

implantação dos centros tecnológicos que capacitam mão-de-obra para atuarem nas

atividades produtivas, com a criação de cursos técnicos direcionados ao interesse

privado da grande empresa. Assim é que a partir dos anos 90, acontece uma

substituição do colono pelo técnico agrícola, agrônomos e empresários.

A expansão da agricultura científica, a artificialização da

agropecuária, a expansão de algumas poucas culturas, a

substituição de matas nativas por culturas comerciais, a difusão do

uso dos transgênicos, etc., estão entre os vetores que têm afetado

profundamente o território brasileiro, com acentuada diminuição de

variedades vegetais e animais, aprofundando os impactos aos

ecossistemas (ELIAS, 2003, p. 337).

A principal alteração que esse novo período da história do Baixo Jaguaribe

promoveu foi o fato de que as novas atividades ligadas ao capital internacional não

incorporam os grandes segmentos produtores regionais. Pois anteriormente, mesmo

sob influência ou determinação internacional, as reorganizações espaciais sempre

beneficiavam as elites locais. Diferentemente, os novos atores que se

estabeleceram, possuem articulação direta com o mercado internacional,

promovendo assim, novas atividades que excluem os produtores regionais. A partir

principalmente da década de 90, com o avanço das técnicas, a configuração

territorial no Baixo Jaguaribe vem sendo intensamente alterada em função dos

novos atores - capital nacional e estrangeiro, os quais vão modelar este espaço a

partir de temporalidades distintas aos que seus predecessores haviam realizado.

A implantação da agricultura empresarial moderna define um espaço que,

além de possuir uma temporalidade diferenciada do ponto de vista do que era

comum no território, vai imprimir marcas de modernidade em um espaço que possui

uma funcionalidade também distinta. Tal modernidade imprime mudanças

significativas na reconfiguração territorial, o que vai refletir em alterações

significativas na paisagem. Os agricultores e seus instrumentos do trabalho são

substituídos pelos empresários e suas modernas maquinarias agrícolas. O cata-

vento e o antigo sistema de irrigação são substituídos pelas potentes bombas

elétricas com os seus modernos sistemas de aspersão.

Uma atividade é territorializada quando sua efetivação econômica

depende da localização (dependência do lugar), e quando tal

localização é específica de um lugar, isto é, tem raízes em recursos

não existentes em muitos outros espaços ou que não podem ser

fácil e rapidamente criados ou imitados nos locais que não os têm

(HAESBAERT, 2002, p. 130).

Assim, o espaço é requalificado e passa a ter sua funcionalidade

redimensionada, passando do espaço de subsistência para o espaço do

agrobusiness. Espaços antes “condenados” pela seca, subsistindo economicamente

através da agricultura de sequeiro, têm sua fisiografia totalmente alterada, como

também seu conteúdo, ou seja, as relações que se estabeleceram e garantiram a

reprodução deste espaço. Agora, com os grandes projetos de irrigação, esses

espaços tornam-se produtivos, fazendo com que o sol, outrora “castigo”, passe a ser

um elemento importante muito valorizado para a produção durante todo o ano.

Dessa forma:

Até a década de 1970, o conjunto da agropecuária

permaneceu quase inalterado. Mas a partir de então se

vislumbra a ocupação de novas fronteiras pela agropecuária

globalizada, e pontos específicos dessa região passam a

merecer a atenção das empresas hegemônicas do setor, que

promovem grandes investimentos na área, dinamizando a

agricultura comercial e expandindo a agricultura científica

(ELIAS, 2003, p. 326).

As novas territorialidades estabelecidas, principalmente pelos grande e

médio capital, irão se estabelecer na região através de uma dinâmica própria,

considerando que sua articulação econômica com o restante do mundo se faz de

forma direta, sem a necessidade de uma integração interna com a região. Esses

atores se constituem como pontos isolados no espaço regional, interconectados

entre si. Em tal contexto é possível falar em atores regionais? Ou em região? Sendo

que para este, o único elemento definido para seu estabelecimento foram os

atributos naturais (solos, topografia, disponibilidade hídrica) associado a um conjunto

de objetos e ações que definem a ocupação empresarial (centro de ensino

tecnológico, estações de bombeamento e estradas.) no espaço jaguaribano por

parte do estado, sem promover integração, que não seja à deles próprios com o

mercado mundial.

É sabido que uma região não se define só por sua articulação econômica

interna e como essa articulação reflete no comércio exterior. Em um estudo regional

se deve tentar detalhar sua composição enquanto organização social, política,

econômica e cultural, abordando-lhe os fatos concretos, para conhecer como a área

se insere na ordem econômica internacional, levando em conta o preexistente e o

novo, para captar o elenco de causas e conseqüências do fenômeno (SANTOS,

1988).

Na perspectiva de Santos (1988), a região é vista como um espaço

particular onde se combinam o geral (leis gerais do modo de produção capitalista) e

o particular (especificidades locais que servem de oposição à tendência

homogeinizadora do capitalismo). Partindo dessa perspectiva, o que dizer de uma

região que teve seus territórios reagrupados e refuncionalizados em detrimento de

interesses externos, ganhando uma nova roupagem, produzindo além de uma nova

fisiografia na paisagem, também um importante elemento definidor do quadro

regional dado a partir do uso social da terra.

A agricultura que se estabeleceu historicamente e definiu a partir de sua

existência uma rede de relações políticas, culturais, econômicas e sociais,

resultando em um sentimento de pertença da população para com a região, passa

por uma brusca mudança a partir da chegada da agricultura empresarial moderna.

Esta promoveu a desterritorialização de muitos pequenos agricultores, alterando a

configuração do espaço regional através de mudanças em seu conteúdo, colocando

os agentes regionais que definiam este espaço através do tipo de uso (atividades

agrícolas) num contexto distinto ao da realidade histórica jaguaribana. Tais fatos

promoveram uma reinterpretação do fenômeno regional.

Região também se define, assim, pela escala geográfica em que

ocorre, ou seja, tradicionalmente ela corresponde a uma mesoescala;

mesoescala que varia conforme a fase histórica: se antes o Estado

Nação era a escala de referência básica frente a qual a região se

definia, sua perda (às vezes bastante relativa) de poder e a

emergência de novas organizações, supranacionais (como as

megaempresas), não faz com que a região desapareça, mas faz com

que as relações que a definem mudem de escala. Assim, ao lado de

ou imbricadas a regiões “tradicionais”, contínuas, com fronteiras

melhor definidas e articuladas frente ao Estado-Nação aparecem

“regiões redes”, ou melhor, “redes regionais”, produto principalmente

da intensificação das migrações, onde muitos grupos levam consigo

a identidade regional e mesmo traços do regionalismo de sua região

de origem (HAESBEART, 2002, p.136).

A complexa rede de relações internacionais e intra-regionais, existentes

no Baixo Jaguaribe requer, através da análise do processo de globalização da

economia e sua conseqüente priorização por espaços potencialmente produtivos,

uma compreensão na qual se estabeleça os atuais moldes na qual se justifica o

fenômeno regional.

Nesse sentido, necessário se faz a análise do papel do regionalismo

dentro de um mundo globalizado. Com efeito, nos marcos do regionalismo

percebendo como os espaços se dissociam e se integram ao mesmo tempo, a

região se reafirma e sua identidade se mantém como resistência à relativa

homogeneização global, como a afetividade, o sentimento de pertença, as relações

sociais e seus territórios se inserem em um só contexto, desvendando assim a

complexidade e a incerteza do futuro, As relações do presente são definidas por

variáveis as mais diversas, sendo que o quadro atual é inovador e distinto do que se

e esperava para o fenômeno regional a partir do global.

A possibilidade de uma tendência à fragmentação dos espaços regionais a

partir do fenômeno global produziu no baixo Jaguaribe não apenas uma substituição

dos atores econômicos atuantes no território no período anterior à década de

setenta, mas também a partir da adoção e inserção de um modelo de exploração

agrícola pautado em moldes modernos fora gerado um extensivo quadro de

devastação onde evidenciou-se fortes impactos nos ambientes fluviais dados a partir

do desmatamento generalizado, na qual suas conseqüências constituem o objeto do

próximo capítulo.

CAPÍTULO

8. ANÁLISE AMBIENTAL

A análise ambiental consiste na identificação de impactos que promovam

mudanças nos caracteres físico-naturais, bem como nos fluxos de matéria e energia

dentro do sistema. Também deve analisar as causas dos impactos, normalmente

residentes na sociedade, vinculados à forma de uso e sua conseqüente pressão

exercida sobre o meio natural, pressão esta que é função direta do sistema

econômico hegemônico global, que através da difusão da ideologia

desenvolvimentista, expande o modelo de tratamento do espaço pautado numa

relação dessimétrica entre sociedade e natureza.

Dessa forma, o atual capítulo analisa as condições naturais do Baixo

Jaguaribe dando ênfase a dois aspectos considerados principais. O primeiro refere-

se às condições de solo, abordando aspectos intrínsecos à sua condição natural de

origem e evolução bem como aos seus potenciais de utilização e limitação. O

segundo refere-se aos aspectos de natureza hídrica, tendo em vista que os baixos

cursos de rios do Nordeste Brasileiro constituem espaços privilegiados quanto às

potencialidades naturais, relacionando a intensa utilização dos espaços de várzea

dando ênfase aos processos de erosão e assoreamento.

Tais aspectos constituem o motivo pelo qual instalou-se, no ambiente em

questão, um modelo depredatório do espaço que se percebe, fruto de uma

valorização histórica e, ultimamente, no paradigma da produção dado a partir da

intensa exploração dos recursos naturais.

8.3. Impactos Ambientais

8.3.1. Reestruturação Territorial e Impactos na rede de drenagem

Acompanhar os processos que alteraram as condições naturais da

drenagem e conseqüente mudança da fisiografia do canal, relacionando-os com os

processos de assoreamento que se deram a partir da retirada indiscriminada de

areia e argila do leito e das margens para fins econômicos, e com a atuação do

Estado como implementador de obras hidráulicas como barragens e canais artificiais

que alteraram a hidrodinâmica fluvial em questão, constitui o epicentro deste sub-

capítulo. A análise dar-se-á a partir de uma reconstituição físico-geográfica da

planície fluvial do rio estudado e seu continuo processo de degradação, sendo esta

o resultado direto da atuação política estatal no sentido de desenvolver a região, e à

local, que não cumpriu a legislação ambiental vigente.

A legislação ambiental expressa em nível local pela Lei Orgânica do

município de Limoeiro do Norte, promulgada em 30 de março de 1990, em seu

capítulo XVII, artigo 195, estabelece uma faixa mínima de (20) vinte metros às

margens dos rios como sendo reservas florestais necessárias aos ecossistemas a

preservar, não sendo permitido seu desmatamento. Tal área fica sob jurisdição fiscal

da Prefeitura, que historicamente não vem cumprindo as determinações de sua

própria Legislação.

Já em âmbito Federal, o Código Florestal Brasileiro (Lei N° 4.771, de 15

de setembro de 1965 – D.O.U. de 06/09/65), estabelece em seu art. 2° que as

florestas ao longo de qualquer curso d’água são tidas como áreas de preservação

permanente e fixa cotas mensuradas a conservar a partir da largura da seção fluvial.

Para o caso do Jaguaribe que possui mais que 200m em qualquer ponto a altura da

cidade de Limoeiro do Norte a faixa a ser conservada deve ser de 200m de acordo

com o código, para rios que tenham de 200m a 500m de largura, dez vezes mais o

que estabelece a Lei Orgânica Municipal.

Nessa contextualização, o enfoque do trabalho é dado a partir da

configuração atual que o rio assume na transição do médio para o baixo curso, mais

precisamente no município de São João do Jaguaribe, quando este adquire

características diferenciadas pelas novas condições do terreno, pois deixa as áreas

cristalinas à montante e passa a desenvolver seu percurso em uma extensa planície

aluvial que se alarga a jusante.

Nos ambientes fluviais, o compartimento considerado mais significativo é

representado pelos sedimentos de origem fluvial como na planície do baixo curso do

Rio Jaguaribe, que em determinadas condições depositaram-se e construíram

ambientes distintos em relação ao que ocorre à montante.

Tais ambientes caracterizam-se pela heterogeneidade litológica, resultante

de um processo de sedimentação fluvial com uma irregular energia de transporte,

gerando litotipos silto-argilosos e areias grosseiras. Representam um aqüífero livre,

freático, de permeabilidade geralmente elevada com espessuras variáveis, desde

poucos metros até aproximadamente 15m (CPRM, 1996).

Em função dessas condições de deposição e forma de escoamento, o

padrão dendrítico predominante em áreas à montante é substituído por uma nova

forma que o rio assume com as características de um padrão do tipo meandrante. A

altura da cidade de Tabuleiro do Norte, o rio apresenta um braço denominado Rio

Quixeré que faz seu trajeto à direita do curso original (Mapa 8.1)

O Rio Quixeré, apresenta-se à cerca de 3 km da área urbana de Limoeiro,

e antes do elevado grau de assoreamento evidenciado no Rio Jaguaribe, constituía

apenas um “filete” de água, sendo atualmente detentor de todo o deflúvio

proveniente do Alto e Médio Jaguaribe e Salgado.

A partir da confluência com o rio Quixeré, o rio Jaguaribe propriamente

dito, segue em direção Norte para confluir com o Rio Banabuiú e depois novamente

com o Rio Quixeré, reconstituindo-se em um único rio que percorre no limite das

aluviões e os terrenos cretáceos do grupo Apodi para, a partir do município de

Itaiçaba, atravessar a Formação Barreiras e desaguar no Oceano Atlântico, mais

precisamente no município de Fortim.

Estando inserida em uma área sedimentar constituída principalmente de

solos aluvionares com intenso potencial para uso agrícola, e possuindo

disponibilidade hídrica significativa dentro de uma região semi-árida, é fácil

compreender como esta região atrela-se, principalmente a partir da década de

noventa do século vinte, ao modo de produção mais desenvolvido do ponto de vista

econômico e mais impactante do ponto de vista social e ambiental.

Por períodos históricos anteriores, o Baixo Jaguaribe tinha na produção

familiar os sítios de fruticultura irrigada com técnicas de produção tradicionais, como

atividade econômica de vanguarda. Neste período, os impactos não eram tão

relevantes, pois uma exuberante mata ciliar ainda era possível ser identificada no

decorrer do rio, conservando suas margens e seu percurso original.

Com o crescimento das cidades e o contínuo aumento da demanda de

areia e argila para a construção civil, o leito e as margens nos períodos de estiagem

foram e são alvos de uma exploração descontrolada e desorganizada que abastece

o comércio urbano e a indústria ceramista regional.

A partir da reestruturação produtiva evidenciada, principalmente, a partir

da década de noventa do século passado, a fruticultura tradicional e o extrativismo

vegetal foram substituídos pela rizicultura irrigada. Amplamente cultivada nas

várzeas, a rizicultura praticamente dizimou os carnaubais, que sendo típicos da flora

local, oferecia sem custos, através do extrativismo, vários produtos que davam

sustentabilidade aos camponeses no período de estiagem. A oiticica também foi

bastante desmatada, intensificando os processos erosivos, haja vista ambas, dentre

outras, possuírem a capacidade de conservar o solo através de suas raízes. A

retirada por desmatamento destas, que constituíam a mata ciliar do rio Jaguaribe,

provocou mudanças no percurso do rio em virtude do assoreamento. Hoje, a altura

da cidade de Limoeiro do Norte o curso principal apresenta-se completamente

colmatado (Foto 8.1) Em função disso todo seu deflúvio atualmente é drenado pelo

rio Quixeré que antes constituía apenas um braço do curso original (Mapa 8.1).

Foto 8.1 Rio Jaguaribe em Limoeiro do Norte (Cavalcante, 2001).

A degradação das formações ciliares não pode ser discutida sem

considerar a inserção no contexto do uso do solo Brasileiro. No Brasil, assim como

na maioria dos países, a degradação das áreas ciliares sempre foi e continua sendo

fruto da expansão desordenada da fronteira agrícola (RODRIGUES & GANDOLFI,

2004).

A expansão das áreas de cultivo, além de ter uma dimensão vertical, no

que diz respeito à intensidade do uso potencial da terra, com o aumento de

produção por unidade de área, possui uma dimensão horizontal, que configura um

quadro de devastação em função do constante aumento das áreas agrícolas. Tal

expansão tem sido feita sem um planejamento ambiental prévio, que conduza a

delimitação e ao zoneamento dos ambientes, levando em consideração sua

fragilidade associada.

A política de racionalização das águas que o Estado apregoa entende a

água apenas como massa líquida que condiciona o desenvolvimento econômico,

desvinculado de seu papel geomórfico que constrói e impõem sua dinâmica onde

sua presença é percebida. A própria planície do Baixo Jaguaribe é fruto de

processos deposicionais diretamente ligados a fluviografia regional. Esta tem sido

alvo de políticas publicas auto-denominadas modernizantes que reestruturaram as

especificidades produtivas regionais. Essa realidade provocou mudanças

significativas na fisiografia fluvial dentro da área definida pela pesquisa.

A mudança de canal é um processo natural nos rios, sua evolução física é

dada de forma constante e relativamente rápida do ponto de vista do tempo

Geológico, porém o que ocorrera em Limoeiro do Norte foi fundamentalmente

provocado pela exploração inadequada e conseqüentemente assoreamento, tendo

em vista o acelerado processo de crescimento urbano que passou a cidade em

questão.

Para implantação do novo padrão de produção, a comunidade florística

regional, que constituía a mata galeria do rio e possuíam elevado poder de

sustentação das margens pela densidade de raízes que apresentam, foi retirada por

desmatamento para ampliação da área cultivada.

A mata ciliar inalterada oferece dois tipos de proteção ao solo: uma

externa, na qual os galhos, folhas e troncos das árvores interceptam os impactos

das gotas de chuva e acumulam percentual precipitado, além de fornecerem um

manto protetor proveniente da acumulação de restos orgânicos; e outra interna,

através das raízes que diminuem a ação mecânica da gravidade.

As margens possuem estabilidade controlada pelas raízes, no momento

em que o suporte que a vegetação fornece as partículas é vencido pelo atrito da

água e pela força gravitacional, a margem é erodida (Foto 8.2).

A água em pequenas quantidades no solo, na condição de umidade como

é comum nas margens que possuem mata galeria conservada, aumenta o poder de

coesão das partículas, porém se a margem estiver exposta aos agentes erosivos

externos, o nível equilibrado de umidade é desfavorecido pela ausência de seu

agente controlador (vegetação e raízes). Este contexto possibilita ao solo em função

da estação climática apresentar-se de duas formas, uma seca, expondo baixo poder

coesivo entre as partículas e outra saturada, com a água envolvendo a maioria das

partículas, servindo agora de lubrificante para o movimento da margem em direção

ao leito.

Foto 8.2 – Erosão de margem no Rio Jaguaribe (Maia, 2003).

Com a retirada da mata ciliar ocorre o solapamento das margens que se

dá através do processo de corrasão lateral que desgastou as encostas através do

atrito mecânico e do impacto das partículas carreadas pela água. Dessa forma, a

erosão fluvial do rio Jaguaribe se deu por vigorosa corrasão lateral contra as

margens, já desprotegidas pela ausência da mata ciliar, que provocou o alargamento

do canal e a diminuição da velocidade da corrente favorecendo, portanto, os

processos de decantação das partículas em suspensão, agravando o assoreamento.

Isso se dá porque quando a energia cinética de uma corrente fluvial é negativa a

corrente fluvial tende a depositar todo o material dendrítico transportado.

Essa realidade provocou uma aguda perda de profundidade do talvegue

trecho de aproximadamente 10 km a partir da bifurcação rio Jaguaribe - rio Quixeré

até o encontro do rio Banabuiú com o Jaguaribe, ou seja, parte do percurso natural

do Rio Jaguaribe foi praticamente nivelado topograficamente com as margens que

atualmente são difíceis de serem identificadas.

Fig.8.1 Fotografia Aérea (1988) e Imagem Landsat (2002) do Rio Jaguaribe

A seqüência aerofotogramétrica (1958 e 1983) comparada à forma que o

leito do Rio Jaguaribe apresenta-se atualmente (2000), denuncia o progressivo

abandono de canal, principalmente nos últimos vinte anos. Os resquícios de mata

ciliar são apresentados como fragmentos isolados que guardam características da

mata nativa original (Fig. 8.2).

Fig. 8.2 Mapa de mata ciliar

8.3.2 Hidrodinâmica fluvial e Morfometria

O fluxo fluvial de um rio é definido basicamente pela fórmula: Q = A x V

(BAPTISTA, 1994). Esta equação demonstra que a vazão (Q) depende da área (A)

da seção do canal e da velocidade de fluxo. Isso indica que a relação da seção do

canal com a velocidade de fluxo determinará o tamanho máximo do material

transportado. No caso do Jaguaribe a competência e capacidade do rio foram

decrescidas pelo aumento da seção que diminuiu a velocidade de corrente e

favoreceu os processos deposicionais. Assim, a alteração da eficiência do fluxo que

neste caso se deu pela perda de velocidade das águas e conseqüentemente das

condições de transporte, selaram o trajeto original, pois o acréscimo do raio

hidráulico ocasionou um decréscimo na velocidade de corrente e conseqüentemente

deposição do material transportado.

Objetivando identificar e comprovar a configuração morfológica atual das

seções transversais dos rios estudados na área de enfoque - o que pode justificar

inicialmente a mudança do fluxo fluvial principal em virtude do assoreamento - foram

feitos dois perfis topográficos, um no rio Jaguaribe e o outro no rio Quixeré, incluindo

tamanho da seção e descrição numérica das formas, além da mensuração do

espelho d’água.

A representação transversal possibilitou o estabelecimento da análise

comparativa e interpretação quantitativa da morfometria fluvial e seu nível de

assoreamento.

A primeira seção representada pelo Rio Jaguaribe (Mapa 8.1) apresenta

430 metros em sentido transversal ao rio. Tal é o assoreamento que uma

exuberante vegetação de porte arbustivo e arbóreo já ocupa seu leito, apresentando

normalmente um espelho d’água de não mais que 06 metros de largura no ponto

analisado.

Já o Rio Quixeré, canal por onde atualmente são drenadas as águas do

Rio Jaguaribe, apresenta realidade distinta à primeira, apresentando todas as

características básicas de um perfil transversal fluvial (dique marginal, planície de

inundação sazonal, leito maior, leito menor, margem de erosão e margem de

deposição). Apresentando um perfil bem menor (Mapa 8.1), com apenas 248 metros

e um espelho d’água com 85 metros de largura no sentido transversal, este é o atual

detentor de praticamente todo deflúvio da bacia do Jaguaribe (exceto a Sub-Bacia

do rio Banabuiú).

Tendo em vista que o trecho assoreado do Rio Jaguaribe não drena mais

o deflúvio de suas sub-bacias à montante é proposto uma nova classificação da rede

de drenagem a partir da análise de suas características atuais.

Fig. 8.5 Mapa de Drenagem Atual e nova proposta de classificação

Dessa forma, o rio Banabuiú que desaguava no rio Jaguaribe a altura da

cidade de Limoeiro do Norte, tem seu trajeto aumentado passando agora a desaguar

no Rio Jaguaribe a altura da cidade de Russas. O rio Quixeré, antigo braço do Rio

Jaguaribe e atual detentor de todo o deflúvio, passa a não mais existir, tornando-se

o próprio Rio Jaguaribe tendo em vista que seu curso original não representa mais

escoadouro de drenagem para sua Bacia Hidrográfica.

O Baixo Vale do Jaguaribe, como já foi explicitado, compõem parte de

todo um conjunto que é resultado de processos que ocorrem a centenas de

quilômetros à montante, em que os sedimentos que compõem esta micro-região têm

sua origem no alto e médio curso do rio principalmente. Através da erosão de rochas

pré-existentes que sofreram intemperização constante, o material desagregado e

transportado pelas correntes fluviais é drenado pelas mesmas. Assim, o baixo

Jaguaribe é receptor de todo o deflúvio drenado das sub-bacias à montante que

equivalem a uma área que corresponde praticamente a metade do Estado do Ceará.

O entendimento da gênese das partículas sedimentares assume caráter

fundamental no entendimento de ambientes de deposição como é o caso da planície

estudada, bem como as condições de transporte e decantação das partículas e sua

diagênese. A composição dos sedimentos esta diretamente relacionada com a

composição das rochas das quais são provenientes, ou seja, os sedimentos que

compõem a área estudada são reflexos da composição mineralógica da bacia de

drenagem.

Tais sedimentos que compõem a planície de inundação do Rio Jaguaribe,

assumem relevância no que diz respeito a sua morfodinâmica, pois anteriormente à

barragem do Castanhão, situada a 50 km aproximadamente, à montante da área de

pesquisa, os períodos chuvosos faziam o rio avançar sobre as margens. Sucessivas

enchentes deram fisiografias distintas, tendo em vista transformação da paisagem

pelo poder que a água possui, principalmente nos períodos de cheia, e que a partir

da construção da barragem muda-se o contexto hidrogeomórfico que se comportara

diferente à sua sucessão histórica.

Com a implantação de tais obras e com o controle hidrológico regional,

através da retenção do escoamento superficial e controle de vazão, o rio perde, em

parte, seu poder de erodir seu próprio canal em profundidade e/ou largura. Assim, a

natureza através de seus processos atuantes tenta reequilibrar não só a dinâmica

fluvial, mas tudo aquilo que está sob sua influência direta. É sabido que o processo

de mudança de curso se dá de forma natural através, principalmente, da

morfogênese fluvial que além de intensa em determinados ambientes, é

relativamente rápida do ponto de vista geológico. Porém, o que ocorreu no baixo

curso do rio Jaguaribe em Limoeiro do Norte não pode ser explicado pelo viés da

dinâmica natural, mas por uma exploração intensiva e inadequada que

descaracterizou o rio de seu curso original fazendo de seu espaço o lugar da

exploração da areia e argila, do depósito de lixo, da criação do gado, do cultivo e da

agricultura.

(Foto: Maia, 2004) (Foto: Cavalcante, 2001)

Foto 8.3 Leito atual do Rio Jaguaribe (Limoeiro) Foto 8.4 Exploração Mineral (Limoeiro)

Dentre as diversas alterações na dinâmica natural que o Rio Jaguaribe foi

submetido, contata-se que o assoreamento dado em função das alterações de

descarga sólida através do barramento periódico do curso do rio e do desmatamento

de suas margens, é o mais destacável.

Os impactos ambientais emergentes no meio físico natural do baixo curso

do rio Jaguaribe derivam diretamente do modelo de utilização dos recursos naturais,

que em função da valorização histórica dos espaços de várzea, tiveram sua

utilização pautada na intensa exploração, principalmente agrícola que dizimou os

carnaubais e gerou o atual quadro de devastação evidenciado.

CAPÍTULO

9. CONCLUSÃO

Gratificante é a realização de um trabalho acadêmico de pesquisa quando

as condições para a sua elaboração são dadas. Porém, reside no fato da

desvalorização política e, portanto, de financiamento para pesquisa científica básica,

a problemática logística do desenvolvimento científico dos países periféricos de

economia de mercado como é o caso do Brasil.

Entretanto, mesmo diante às dificuldades de fazer pesquisa quando existe

interesse e criatividade, bem como prazer em sua realização, as dificuldades são

contornadas e o trabalho desenvolve-se da melhor forma possível, levando em

consideração as condições de sua realização.

O trabalho aqui desenvolvido não encerra a problemática por ele

levantada de perscrutar a origem e evolução geomorfológica do baixo Jaguaribe no

recorte estabelecido, bem com sua ocupação, organização regional e problemática

ambiental atual, sendo apenas um ensaio pioneiro na efetivação de tal proposta.

Portanto, as conclusões aqui obtidas representam não seu encerramento, e sim a

conclusão de uma primeira etapa definida pela análise de algumas questões

propostas que em seu decorrer ensejaram novas questões, promovendo assim, um

maior amadurecimento quanto à dimensão do objeto proposto.

A planície fluvial do rio Jaguaribe em seu baixo curso constitui um espaço

onde convergem diferentes energias, sobretudo aquelas ligadas ao trabalho

geomórfico da água. As condições de vazão e descarga sólida, heterogeneamente,

distribuídas no tempo imprimiram fases de dissecação e aluvionamento. É

principalmente em função da maior quantidade de água envolvida no sistema nos

períodos interglaciares que a mesma adquire maior energia de escoamento, dada

em função do aumento do volume de água escoado. Os depósitos formados em

uma fase seca anterior vão representar um obstáculo ao exorreismo. Tais depósitos

são entalhados pela maior competência erosiva na qual a água é detentora nos

períodos úmidos. Dessa forma, nem sempre o nível de base local é ditado pelo nível

de base geral, sendo possível haver em concomitância entre elevação eustática e

entalhe e formação de terraço.

No baixo Jaguaribe, mais precisamente no setor que abrange a pesquisa,

destacam-se as formas de relevo de erosão pronunciada, representada pelo front da

cuesta do Apodi que apresenta limite escarpado no contato com a planície aluvial,

que constitui uma planície de acumulação holocênica, atualmente em fase de

entalhamento.

O alto nível de terraço corresponde à paleosuperfícies de acumulação

Tércio-quaternárias que foram entalhadas, dando origem a novos níveis

deposicionais mais rebaixados.

As zonas aplainadas em fase atual de dissecação correspondem às

superfícies de aplainamento mais jovens, pontilhadas em diversos setores, por

inselbergues exumados pela erosão das rochas cretáceas do grupo Apodi.

O processo de recuo de vertente e, consequentemente, a origem da

depressão formada pelo recuo da frente de cuesta evidenciaram inselberg´s que têm

sido progressivamente exumados.

No entanto todo relevo da área apresenta-se em fase de dissecação,

motivada pelos sucessivos abaixamentos do nível de base de erosão.

No que se refere aos problemas ambientais, constata-se que o

assoreamento, dado a em função das alterações de descarga sólida através do

barramento periódico do curso do rio e o desmatamento de suas margens, é o mais

destacável.

Os baixos cursos fluviais, dispostos como formas de acumulação aluvial,

foram historicamente espaços privilegiados à ocupação, dada às condições de solo,

topografia e disponibilidade hídrica. No Baixo curso do Rio Jaguaribe – CE, o

modelo de utilização pautado no intensivo uso da terra, bem como exploração

desordenada de recursos minerais, levaram a um quadro de extremada degradação

e principalmente elevado grau de assoreamento.

Os impactos ambientais emergentes no meio físico natural do baixo curso

do rio Jaguaribe derivam diretamente do modelo de utilização dos recursos naturais,

que em função da valorização histórica dos espaços de várzea, teve sua utilização

pautada na intensa exploração, principalmente agrícola que dizimou os carnaubais e

gerou o atual quadro de devastação evidenciado.

Os resultados aqui obtidos referentes às alterações na rede de drenagem,

fizeram-se a partir de uma reclassificação da rede de drenagem levando em conta

aspectos morfológicos atuais da fisiografia fluvial regional.

A análise ambiental procurou incorporar além de métodos quantificáveis e

erosão e assoreamento, uma dimensão social e, principalmente, econômica do

contexto histórico e geográfico de ocupação e formação regional do vale do

Jaguaribe, através da análise do processo de apropriação e funcionalização do

espaço natural, responsável pelo modelo de utilização dos recursos naturais

pautado nem uma relação sociedade/ natureza caracterizada por uma elevada

deteriorização do meio físico.

Nesse contexto, almeja-se um novo modelo de tratamento do espaço que

implique, sobretudo, na estimulação e utilização de práticas conservacionistas

(contenção de erosão, descompactação e fertilização do solo, controle do regime

hídrico na bacia, preservação e reflorestamento da mata galeria, entre outras),

através de uma gestão racional que incorpore a ciência como concretizadora destas

práticas, as quais devem se matamorfosear em princípios balizados em critérios

científicos capazes de analisar os fatores físico-naturais e econômico-sociais de uma

região; estabelecendo as formas de uso, regulando as intervenções no espaço, por

meio de um monitoramento que subsidie a prevenção de maiores impactos, e pelo

estimulo as ações particulares (mesmo não ligadas ao poder público), dadas a partir

da tomada de consciência coletiva e individual em relação aos danos sócio-

ambientais gerados pelo atual modelo de desenvolvimento econômico, pois:

nenhuma ação de conservação, restauração ou explotação biológica é susceptível

de sucesso sem a participação dos que habitam as regiões nas quais é conduzida.

(Tricart, 1977, p-71). Incorporar na vivência diária uma dimensão cidadã responsável

é fundamental e constitui um dos principais desafios atuais para que se possa ter

êxito num modelo de tratamento do espaço que tenha alicerçado em sua proposta, a

sustentabilidade social e ambiental, contribuindo dessa forma, numa proposta que

busque a qualificação do espaço geográfico em suas duas dimensões, ou seja, em

sua totalidade.

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