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SOLANGE FRANCIELI VIEIRA
ANÁLISE E MAPEAMENTO DAS ÁREAS SUSCETÍVEIS A
MOVIMENTOS DE MASSA NO SETOR CENTRAL DA SERRA DA
ESPERANÇA, NA DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E
PRUDENTÓPOLIS – PR
FLORIANÓPOLIS
2008.
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Universidade Federal de Santa Catarina
Centro de Filosofia e Ciências Humanas
Departamento de Geociências
Programa de Pós-Graduação em Geografia
Solange Francieli Vieira
ANÁLISE E MAPEAMENTO DAS ÁREAS SUSCETÍVEIS A
MOVIMENTOS DE MASSA NO SETOR CENTRAL DA SERRA DA
ESPERANÇA, NA DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E
PRUDENTÓPOLIS – PR
Orientador: Prof. Dr. Joel R. G. M. Pellerin
Dissertação de Mestrado
Área de Concentração: Utilização e Conservação dos Recursos Naturais
Florianópolis/SC, 01 de julho de 2008.
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ANÁLISE E MAPEAMENTO DAS ÁREAS SUSCETÍVEIS A MOVIMENTOS DE MASSA
NO SETOR CENTRAL DA SERRA DA ESPERANÇA, NA DIVISA ENTRE OS
MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E PRUDENTÓPOLIS – PR
Solange Francieli Vieira
Coordenador: __________________________________________________
Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-
Graduação em Geografia, área de concentração Utilização e
Conservação dos Recursos Naturais, do Centro de Filosofia e
Ciências Humanas da Universidade Federal de Santa Catarina,
em cumprimento aos requisitos necessários à obtenção do grau
acadêmico de mestre em Geografia.
BANCA EXAMINADORA
__________________________________________________
Orientador: Prof. Dr. Joel R. G. M Pellerin (UFSC).
____________________________________________________
Profª. Dra. Gisele Camargo (UNICENTRO).
____________________________________________________
Profª. Dra. Maria Lúcia de Paula Herrmann (UFSC).
Florianópolis/SC, 01 de julho de 2008.
18
Numa folha qualquer eu desenho um sol amarelo
E com cinco ou seis retas é fácil fazer um castelo...
Corro o lápis em torno da mão e me dou uma luva
E se faço chover com dois riscos tenho um guarda-chuva...
Se um pinguinho de tinta cai num pedacinho azul do papel
Num instante imagino uma linda gaivota a voar no céu...
Vai voando contornando a imensa curva Norte e Sul
Vou com ela viajando Havaí, Pequim ou Istambul
Pinto um barco a vela branco navegando é tanto céu e mar
Num beijo azul...
Entre as nuvens vem surgindo um lindo avião rosa e grená
Tudo em volta colorindo com suas luzes a piscar...
Basta imaginar e ele está partindo, sereno e lindo se a gente quiser
Ele vai pousar...
Numa folha qualquer eu desenho um navio de partida
Com alguns bons amigos bebendo de bem com a vida...
De uma América a outra eu consigo passar num segundo
Giro um simples compasso e num círculo eu faço o mundo...
Um menino caminha e caminhando chega no muro
E ali logo em frente a esperar pela gente
O futuro está...
E o futuro é uma astronave que tentamos pilotar
Não tem tempo, nem piedade, nem tem hora de chegar
Sem pedir licença muda a nossa vida e depois convida
A rir ou chorar...
Nessa estrada não nos cabe conhecer ou ver o que virá
O fim dela ninguém sabe bem ao certo onde vai dar
Vamos todos numa linda passarela de uma aquarela
Que um dia enfim descolorirá...
Aquarela
Aquarela Aquarela
Aquarela (Toquinho/ Vinícius de Moraes/ G. Morra e M. Fabrízio).
19
Dedico este trabalho a Deus sem o qual eu
não teria conseguido, e também a minha
família pelo incentivo, amor e torcida.
20
AGRADECIMENTOS
Primeiramente, agradeço muito a Deus, por ter permitido que eu fosse aprovada
no mestrado e por ter me dado forças e persistência para chegar ao fim desta
dissertação.
A imensa gratidão aos meus pais Maria Júlia e Sebastião, pelo apoio e confiança
em mim depositado. E aos meus queridos irmãos Lisandro Cesar e Luis Carlos, e a
minha cunhada Gláucia pelo carinho e incentivo.
Ao Professor Doutor Joel Robert Georges Marcel Pellerin por ter aceitado
orientar meu trabalho e com isso compartilhando comigo seus sábios conhecimentos e
vasta experiências de campo e laboratório, o meu muito obrigado.
Ao Felipe, pelo amor, compreensão, e, sobretudo pela paciência e incentivo nas
horas mais difíceis desta pesquisa.
Ao CNPQ pelo apoio financeiro concedido no segundo ano deste mestrado.
Meu muito obrigado ao Professor Luiz Antônio Paulino pelos ensinamentos de
geoprocessamento e pela ajuda na confecção dos cartogramas, ao José Henrique
Vilela pelo capricho na edição e acompanhamento na confecção dos mapas.
A Gisele Camargo por ter me orientado na elaboração de meu projeto de seleção
do mestrado e pelas sugestões no desenvolvimento de minha pesquisa.
A Edna Lindaura Luiz, pelos conselhos no projeto, pelos textos fornecidos e por
sua contribuição tão válida na qualificação deste projeto.
Ao pessoal da Concessionária Caminhos do Paraná e do IAP pelo apoio em
campo. Em especial ao Engenheiro Agrônomo Jairo do IAP - Guarapuava pelo
intercâmbio feito com a concessionária através do Sr. Luiz Artur o qual foi o mediador
deste contato. O meu muito obrigado aos Engenheiros Rui, Sandro e Jean da
Concessionária Caminhos do Paraná os quais colaboram na finalização das atividades
de campo, bem como apoiaram a conclusão desta pesquisa.
Meu agradecimento ao Professor Adalto Lima e aos colegas Andrei L. Binda,
Leandro Mascarello, Wellington e Diego pelo auxílio e contribuição nas atividades de
campo.
21
Ao Professor João José Bigarella pelos ensinamentos passados em campo, pelo
material disponibilizado, pelas dúvidas esclarecidas e pelo exemplo de pesquisador .
A colega Giseli Lima, pelo auxílio nas análises granulométricas.
De modo geral, muitas pessoas colaboraram para a realização desta pesquisa,
assim gostaria de deixar registrado o meu muito obrigado: Edison Tomazzoli - UFSC
(pela orientação na confecção dos diagramas de rosetas, e na medição das fraturas);
João Carlos Grê – UFSC (auxílio na formatação dos dados granulométricos); Marcelo
Accioly T. de Oliveira - UFSC (pelas contribuições e sugestões na qualificação desta
pesquisa); Mauricio Camargo Filho – UNICENTRO (pela contribuição no campo
realizado em março); Luiz Gilberto Bertotti - UNICENTRO (por ter aceitado ler meu texto
e assim colaborado na correção); Silvia Midori Saito, Kleber Nunes e Celso Vieira –
UFSC (pelos textos e artigos disponibilizados); Harideva Égas - UFSC (pelas dicas e
contribuição na qualidade das figuras) e ao Niceu - IAP (pelo fornecimento das
fotografias aéreas da Serra da Esperança).
Á grande amiga Marli Alberti – UEPG, meu muito obrigado pela aquisição do
mapa geológico do Estado do Paraná, carta topográfica analógica Itapará, por seu
intermédio no transporte a campo na Serra da Esperança, e pela sua linda amizade.
A Miriam, pelas palavras de otimismo as quais conseguiram amenizar tanta
angústia e saudade principalmente nos momentos finais desta dissertação.
Aos colegas do mestrado, pelas festas animadas, pelos churrascos, pelo
aniversário longe da família e por se tornarem meus amigos. Em especial para Claudia
que me acolheu em sua casa e que se mostrou uma verdadeira amiga em todos os
momentos; a Traudi pela companhia e amizade nos momentos de tristeza e saudade
da família; e a Márcia pela valiosa amizade desenvolvida durante o mestrado.
Á Geruza e Andréia companheiras de república, pela tão proveitosa convivência
e amizade.
Por fim, não poderia esquecer das minhas grandes amigas de Guarapuava que
ficaram na torcida e na saudade, em especial Julianna kowalski, Elimara Toledo e
Daliane Lima.
A todos o meu muito obrigada!!!
22
RESUMO
Este trabalho é resultado de um estudo sistemático de mapeamento geológico e
geomorfológico no setor central da Serra da Esperança que separa o Segundo do
Terceiro Planalto Paranaense, nos limites dos municípios de Guarapuava e
Prudentópolis - PR, a qual teve por objetivo analisar as áreas suscetíveis a movimentos
de massa, com ênfase nos fatores estruturais e geomorfológicos como condicionantes
dos processos. Foram gerados dois mapas temáticos fundamentais, geológico e
geomorfológico. Nos quais foi possível: delimitar os limites entre as Formações Serra
Geral, Botucatu e Rio do Rasto, analisar as características dos materiais do substrato,
identificar as áreas de planícies e várzeas, definir as principais direções de lineamentos
estruturais, reconhecer as unidades geomorfológicas, as formas de relevo, as
formações superficiais, traçar a hidrografia, bem como identificar os locais que sofreram
movimentação (quedas de bloco e deslizamentos) na Serra da Esperança. Foram
confeccionados também os mapas de declividade derivados da carta topográfica
Itapará, 1:50000, o mapa planialtimétrico com a localização dos principais processos de
movimentos de massa levantados na Serra e o mapa hipsométrico. Os cartogramas
digitais gerados foram elaborados mediante fotointerpretação, juntamente com
minuciosos trabalhos de campo, análise do mapa geológico do Paraná, imagens de
satélite e da carta topográfica Itapará, a qual foi digitalizada. Por conseguinte, foi criado
apartir do MNT (modelo numérico do terreno) o bloco diagrama para ilustração do
relevo e para análise das fraturas foram elaborados os diagramas de rosetas com os
lineamentos amostrados em campo e com os medidos pela fotointerpretação. Aplicou-
se ainda a metodologia de resistência global das rochas adaptada de Selby (1982), com
ela foi possível estabelecer as resistências das rochas que compõem a Serra da
Esperança e, desta forma, traçar o nível de influência deste fator na questão da
instabilidade nas encostas da região. Os mapas base depois de confeccionados foram
analisados e, com ajuda de todos esses dados, resultaram no Mapa de Suscetibilidade
à Movimentos de Massa da Escarpa da Esperança. Assim sendo, o desenvolvimento
deste trabalho possibilitou a elaboração de um diagnóstico das áreas com
suscetibilidade geológica e geomorfológica associados a movimentos de massa.
Palavras – chave: movimentos de massa, suscetibilidade e mapeamento geológico-
geomorfológico.
23
ABSTRACT
This work is resulted of a systematic study of geological and geomorfological
map in the Serra da Esperança that separates the second of the third plateau
Paranaense, in the limits of the municipal districts of Guarapuava and Prudentópolis -
PR, which had for objective to analyze the susceptible areas to mass movements, with
emphasis in the structural factors and geomorfological as condicionantes of the
processes. With the map two fundamental thematic maps were generated, that were the
geological maps and geomorfological. Us which they were possible: to delimit the limits
among the Formations Serra Geral, Botucatu and Rio do Rasto, to analyze the
characteristics of the materials of the substratum, to identify the areas of plains and
swamps, to define the main directions of structural fractures, to recognize the units
geomorfological, the relief forms, the superficial formations, to trace the hidrography, as
well as to identify the places that suffered movement in the Serra da Esperança. They
were also made the maps of the steepness derived of the topographical letter Itapará,
1:50000, the planialtimetrical map with the principal processes of lifted up mass
movements location in the Serra and the hipsometrical map. The generated digital maps
were elaborated by fotointerpretation, together with meticulous field works, analysis of
the geological map of Paraná, satellite images and of the topographical card Itapará,
which was digitalizaded. Consequently, from of MNT was created (I model numeric of
the land) the block diagram for illustration of the relief and for analysis of the fractures
the rose diagrams were elaborated with the fractures amostrated in field and with the
measured ones for the fotinterpretation. It was still applied the methodology of global
resistance of the rocks adapted of Selby (1982), with her it was possible to establish the
resistances of the rocks that compose the Serra da Esperança and, this way, to trace
the level of influence of this factor in the subject of the instability in the hillsides of the
landscape area. The maps base after having made was analyzed and, with help of all
those data, resulted in the susceptibility map to movements of mass of the Escarpa da
Esperança. Like this being, the development of this work made possible the elaboration
of a diagnosis of the areas with geological susceptibility and geomorfological associated
to mass movements.
Key Words: susceptibility, map geological-geomorfological and mass movements.
24
LISTA DE FIGURAS
FIGURA 1 Deslizamento em abril de 1998....................................................................16
FIGURA 2 Deslizamento em abril de 1998....................................................................16
FIGURA 3 Imagem da área de estudo ..........................................................................22
FIGURA 4 Proposta de classificação de movimentos de massa...................................43
FIGURA 5 Sinais que evidenciam a presença de rastejo..............................................46
FIGURA 6 Corrida de detrito de grande intensidade na fachada atlântica da Serra do
Mar e no seu prolongamento na Serra Geral, no Sul de Santa Catarina. .....................47
FIGURA 7 Corrida de detrito de grande intensidade na fachada atlântica da Serra do
Mar e no seu prolongamento na Serra Geral, no Sul de Santa Catarina. .....................47
FIGURA 8 Modelo da ficha Básica DesInventar............................................................66
FIGURA 9 Cicatriz de deslizamento de maior área exposta .........................................84
FIGURA 10 Reativação de processos na cicatriz de deslizamento de maior área
exposta..........................................................................................................................84
FIGURA 11 Reativação de processos na cicatriz de deslizamento de maior área
exposta..........................................................................................................................84
FIGURA 12 Derrame de basalto entre o arenito Botucatu ............................................86
FIGURA 13 Bloco diagrama da Cicatriz de deslizamento de 1998 ...............................86
FIGURA 14 Deslizamento translacional raso no Arenito Botucatu................................92
FIGURA 15 Deslizamento raso no basalto alterado......................................................92
FIGURA 16 Queda de bloco no Arenito Botucatu, nas margens da rodovia.................92
FIGURA 17 Queda de bloco no Arenito Botucatu, nas margens da rodovia.................92
FIGURA 18 Deslizamento e queda de blocos no Arenito Botucatu...............................93
FIGURA 19 Queda de Bloco no Botucatu, na curva antes da Ponte do Rio Tigrinho ..93
FIGURA 20 Queda de bloco no arenito Rio do Rasto e deslizamento do basalto alterado
......................................................................................................................................93
FIGURA 21 Deslizamento rotacional na Formação Rio do Rasto.................................94
FIGURA 22 Deslizamento rotacional, no depósito da encosta......................................98
FIGURA 23 Deslizamento rotacional em dois setores da mesma encosta ...................98
FIGURA 24 Deslizamento rotacional em dois setores da mesma encosta ...................98
FIGURA 25 Cicatriz de deslizamento............................................................................99
FIGURA 26 Reativação da cicatriz de deslizamento.....................................................99
FIGURA 27 Pequeno Rio entalhando depósito de encosta ........................................ 100
FIGURA 28 Detalhe do processo de alargamento das margens do canal, decorrente do
deslizamento e da erosão das margens...................................................................... 100
FIGURA 29 Detalhe dos materiais que compõem o depósito de encosta.................. 101
FIGURA 30 Área com intensa movimentação e ravinamento ..................................... 101
FIGURA 31 Deslizamento na margem direita do rio Xaxim ........................................ 105
FIGURA 32 Deslizamento do arenito Rio do Rasto..................................................... 105
FIGURA 33 Deslizamento do arenito Rio do Rasto..................................................... 105
FIGURA 34 Deslizamento nas margens da antiga rodovia (ao Sul da atual).............. 106
FIGURA 35 Marcas de depósitos de grandes planícies.............................................. 117
FIGURA 36 Marcas de depósitos de grandes planícies.............................................. 117
25
FIGURA 37 Arenitos e siltitos/argilitos da Formação Rio do Rasto............................. 117
FIGURA 38 Arenitos e siltitos/argilitos da Formação Rio do Rasto............................. 117
FIGURA 39 Arenito Botucatu ...................................................................................... 122
FIGURA 40 Arenito subaquático ................................................................................. 125
FIGURA 41 Depósito subaquático .............................................................................. 125
FIGURA 42 Esboços do contacto do derrame com o arenito Botucatu na Serra da
Esperança no perfil Prudentópolis – Guarapuava (Paraná) ........................................ 128
FIGURA 43 Espesso pacote de basalto, alterado da Formação Serra Geral ............. 131
FIGURA 44 Espesso pacote de basalto, formado de derrames sucessivos de lavas da
Formação Serra Geral................................................................................................. 131
FIGURA 45 Lineamentos interpretados no Estado do Paraná.................................... 134
FIGURA 46 Imagem sombreada extraída do MNT ..................................................... 135
FIGURA 47 Diagrama de rosetas dos lineamentos fotointerpretados no setor central da
Serra da Esperança, na divisa entre os municípios de Guarapuava e Prudentópolis/PR
.................................................................................................................................... 136
FIGURA 48 Diagrama de rosetas das fraturas amostradas em campo, no setor central
da Serra da Esperança, na divisa entre os municípios de Guarapuava e
Prudentópolis/PR. ....................................................................................................... 137
FIGURA 49 Fraturas na rocha exposta do Arenito Botucatu....................................... 138
FIGURA 50 Diáclases de descompressão no paredão do Arenito Botucatu, nas
margens da rodovia BR 277........................................................................................ 141
FIGURA 51 Diáclases de descompressão no paredão do Arenito Botucatu, nas
margens da rodovia BR 277........................................................................................ 141
FIGURA 52 Manto de intemperismo, derivado da alteração do basalto que recobre o
arenito eólico Botucatu................................................................................................ 144
FIGURA 53 Gráfico de freqüência acumulada, obtido através de análises
granulométricas em amostras da área de estudo ....................................................... 146
FIGURA 54 Cicatriz de deslizamento, localizada as margens da rodovia da BR 277. 149
FIGURA 55 Formação Rio do Rasto ........................................................................... 152
FIGURA 56 Formação Rio do Rasto ........................................................................... 152
FIGURA 57 Topo de derrame da Formação Serra Geral............................................ 152
FIGURA 58 Topo de derrame da Formação Serra Geral............................................ 152
FIGURA 59 Bloco diagrama do setor central da Serra da Esperança......................... 157
FIGURA 60 Ruptura de declive no arenito subaquático porção inferior da Formação
Botucatu. ..................................................................................................................... 162
FIGURA 61 Voçoroca em antiga estrada em direção ao morro do Chapéu................ 164
FIGURA 62 Voçoroca em antiga estrada em direção ao morro do Chapéu................ 164
LISTA DE QUADROS
QUADRO 1: Algumas propostas brasileiras para classificação dos movimentos de
massa............................................................................................................................44
26
QUADRO 2: Classificação da Resistência Global das Rochas....................................78
QUADRO 3: Classe de grau de alteração da rocha......................................................79
QUADRO 4: Orientação das juntas...............................................................................80
QUADRO 5: Deslizamentos e Quedas de bloco levantados nas margens da Rodovia BR
277. ...............................................................................................................................95
QUADRO 6: Processos mapeados nas margens da antiga Rodovia (ao Norte da atual)
.................................................................................................................................... 103
QUADRO 7: Processos Mapeados nas margens da antiga Rodovia (ao sul da atual)106
QUADRO 8: Síntese das características do sistema estrutural do Estado do Paraná.139
QUADRO 9: Resultado Final da Resistência das rochas do setor central da Serra da
Esperança ................................................................................................................... 153
QUADRO 10: Resultado obtido somente com análise do primeiro parâmetro avaliado:
Resistência da rocha fresca. ....................................................................................... 154
LISTA DE MAPAS
MAPA 1: Localização da área de estudo ......................................................................21
MAPA 2: Hipsométrico do setor central da Serra da Esperança...................................23
MAPA 3: Planialtimétrico do setor central da Serra da Esperança com a localização dos
principais processos......................................................................................................87
MAPA 4: Declividade da Cicatriz de deslizamento de 1998..........................................88
MAPA 5: Hipsométrico da Cicatriz de deslizamento de 1998........................................89
MAPA 6: Geológico do setor central da Serra da Esperança...................................... 112
MAPA 7: Geomorfológico do setor central da Serra da Esperança............................. 158
MAPA 8: Declividade do setor central da Serra da Esperança ................................... 168
MAPA 9: Suscetibilidade da Escarpa da Esperança ................................................... 174
LISTA DE SIGLAS
IPT - Instituto de Pesquisas Tecnológicas do Estado de São Paulo
DNIT - Diretório Nacional de Infra-estrutura de Transporte
IAP - Instituto Ambiental do Paraná
IAPAR – Instituto Ambiental do Paraná
UFSC – Universidade Federal de Santa Catarina
DER-PR - Departamento de Estrada e Rodagens do Paraná
MINEROPAR – Minérios do Paraná
27
SUMÁRIO
INTRODUÇÃO..............................................................................................................15
JUSTIFICATIVA............................................................................................................19
1. ÁREA DE ESTUDO ..................................................................................................20
2. OBJETIVOS..............................................................................................................25
2.1 Objetivo geral
.....................................................................................................26
2.2 Objetivos específicos ........................................................................................26
3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................................................................27
3.1 Vulnerabilidade, suscetibilidade, risco, perigo e desastre
............................27
3.1.1 Vulnerabilidade e Suscetibilidade..................................................................29
3.1.2 Risco..............................................................................................................31
3.1.3 Perigo ............................................................................................................35
3.1.4 Desastre ........................................................................................................37
3.2 Aspectos teóricos dos movimentos de massa
...............................................40
3.2.1 Tipos de movimentos de massa ....................................................................41
3.2.1.1 Rastejo (ou reptação) ...........................................................................44
3.2.1.2 Corridas ................................................................................................46
3.2.1.3 Escorregamentos (rotacionais e translacionais) e/ou deslizamento .....48
3.2.1.4 Queda de blocos...................................................................................52
3.2.2 Condicionantes dos processos......................................................................53
3.3 Cartografia geológica-geomorfológica e geoprocessamento .......................55
3.3.1 Mapeamento geológico e geomorfológico .....................................................56
3.3.2 Metodologias para previsão de áreas instáveis.............................................60
28
4. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS..................................................................67
4.1 Atividades de gabinete
......................................................................................67
41.1 Levantamento bibliográfico, de dados e material cartográfico........................68
4.2 Atividades de campos e atividades de laboratório.........................................68
4.2.1 Fotointerpretação geológica e geomorfológica em fotografias aéreas ..........70
4.2.2 Mapa planialtimétrico e hipsométrico.............................................................71
4.2.3 Mapa de declividade e bloco diagrama .........................................................73
4.2.4 Mapeamento geológico-geomorfológico........................................................74
4.2.5 Perfil estratigráfico.........................................................................................76
4.2.6 Diagrama de rosetas .....................................................................................76
4.2.7 Análises granulométricas...............................................................................76
4.2.8 Aplicação da metodologia de Classificação da Resistência Global das Rochas
...............................................................................................................................78
4.2.9 Confecção do Mapa de suscetibilidade a movimentos de massa .................80
5. INVENTÁRIO E LEVANTAMENTO DOS PROCESSOS OCORRIDOS NO SETOR
CENTRAL DA SERRA DA ESPERANÇA ...................................................................81
5.1 Inventário dos processos ocorridos no setor central da Serra da Esperança
...................................................................................................................................81
5.1.1 Deslizamentos e Quedas de Blocos..............................................................81
5.2 Processos que foram mapeados no setor central da Serra da Esperança
...90
5.2.1 Processos mapeados nas margens da atual Rodovia BR 277......................90
5.2.1.1 Deslizamentos e Quedas de Blocos ....................................................90
5.2.2 Processos mapeados nas margens da Rodovia antiga (ao Norte da atual)..96
5.2.2.1 Deslizamentos .....................................................................................96
5.2.3 Processos mapeados nas margens da rodovia antiga (ao Sul da atual)..... 103
5.2.3.1 Deslizamentos e Quedas de Blocos .................................................. 103
29
6. ANÁLISE DAS CARACTERÍSTICAS DO MEIO FÍSICO DO SETOR CENTRAL DA
SERRA DA ESPERANÇA
.......................................................................................... 107
6.1 Fatores climáticos ........................................................................................... 107
6.2 Características dos materiais do substrato................................................... 110
6.2.1 Formação Rio do Rasto............................................................................... 114
6.2.2 Formação Botucatu ..................................................................................... 118
6.2.3 Formação Serra Geral................................................................................. 126
6.2.4 Planície aluvial e várzea do planalto............................................................ 132
6.2.5 Elementos estruturais.................................................................................. 132
6.2.6 Análises granulométricas............................................................................. 145
6.2.7 Classificação da resistência global das rochas ........................................... 149
6.3 Aspectos geomorfológicos
............................................................................. 155
6.3.1 Modelados de dissecação e de acumulação ............................................... 159
6.3.2 Formas e elementos estruturais .................................................................. 161
6.3.3 Processos dominantes na encosta.............................................................. 162
6.3.4 Formas de erosão........................................................................................ 163
6.3.5 Hidrografia ................................................................................................... 165
6.3.6 Fator declividade ......................................................................................... 165
6.4 Interferência antrópica .................................................................................... 170
7. AVALIAÇÃO DA SUSCETIBILIDADE A MOVIMENTOS DE MASSA NA ESCARPA
DA ESPERANÇA........................................................................................................ 172
8. CONSIDERAÇÕES FINAIS.................................................................................... 177
REFERÊNCIAS........................................................................................................... 182
ANEXO 01................................................................................................................... 192
30
“A geografia é, assim, o ato de estabelecer limites, colocar
fronteiras, fundar objetos espaciais, orientá-los, ou, em poucas
palavras, o ato de qualificar o espaço; mas é também
simultaneamente a possibilidade de pensar estas ações dentro de
um quadro lógico, de refletir sobre esta ordem e sobre seus
sentidos”
(GOMES, 1997, P.36).
15
INTRODUÇÃO
Os movimentos de massa são processos geomorfológicos, dentre outros,
responsáveis pela esculturação do relevo, os quais modelam as formas e são
responsáveis pela evolução morfológica das vertentes
.
Estes processos por si só não
oferecem riscos ao homem, no entanto, quando áreas que possuem características
físicas suscetíveis à movimentação são ocupadas ou sofrem alteração antrópica, ai sim
se transformam em áreas de risco. Como resultado desta interferência humana podem
ocorrer desastres gravíssimos decorrentes da deflagração de movimentos de massa.
Com isso, percebe-se a relevância que o estudo e a análise de áreas com
predisposição a sofrer movimentação apresentam, fato este que demonstra o interesse
de vários campos do conhecimento – como a geografia, geomorfologia, geologia,
hidrologia, engenharia civil, arquitetura, dentre outras - em focar a compreensão dos
movimentos de massa. Tais diversidades de pesquisas, concentrados em variados
campos da ciência, vêm ocorrendo devido aos grandes prejuízos e perdas de vidas que
estes processos têm causado, principalmente em ambientes urbanos.
Desse modo, inúmeras pesquisas têm sido realizadas sobre a temática de
movimentos de massa, algumas têm como foco a definição dos fatores condicionantes
que levam a deflagração destes processos (VIEIRA, 2005), onde grande parte dos
trabalhos enfatiza o fator água como principal elemento deflagrador (RAIMUNDO,
1998).
Outras pesquisas têm como objeto de estudo o risco de escorregamentos
(AUGUSTO FILHO, 1994; CERRI, 1995; DAL’ASTA, 2005) causado pela ocupação em
áreas inadequadas devido à modificação da dinâmica natural da vertente, que
potencializa a atuação dos deslizamentos.
E por fim há autores que focalizam na suscetibidade a movimentos de massa
(ARAUJO, 2004; CRISTO, 2002; DIAS, 2000; RAMOS et al. 2005; SAITO, 2004;
SOBREIRA, 2001), como é o caso desta pesquisa, cujo tema central enfoca o estudo
dos fatores de suscetibilidade a ocorrência destes processos na Serra da Esperança.
Para isso foi utilizado, dentre outras técnicas, o mapeamento geológico-geomorfologico
16
que ofereceu informações importantes para o entendimento da dinâmica
geomorfológica na área pesquisada, bem como a aplicação da metodologia de
resistência global das rochas para compreensão do fator estrutural na influência dos
processos.
Esta dissertação teve como intuito dar continuidade à pesquisa iniciada em 2004,
referente ao trabalho de conclusão de curso. A qual teve como foco principal um setor
da Escarpa, caracterizando-se como um estudo de caso, mais especificamente de uma
cicatriz de deslizamento. Tal processo (que originou a cicatriz) mobilizou grande
quantidade de material para a rodovia (BR 277) e, segundo usuários, impediu o tráfego
de veículos por quatro dias (figuras 1 e 2).
Figuras 1 e 2: Deslizamento em abril de 1998. Observa-se nas fotos o deslocamento
de materiais intemperizados, blocos rochosos e as árvores caídas.
Foto: Gisele Camargo (abril de 1998).
Com este trabalho percebeu-se a necessidade da realização de uma pesquisa
que analisasse as áreas suscetíveis à movimentação, pois foram evidenciadas algumas
ocorrências destes processos em vários outros locais da Serra e também a reativação
de antigos processos.
17
Por conseguinte, a presente pesquisa abrangeu uma área maior da Serra
1
da
Esperança, aonde foram estudados os fatores que estão deixando a área suscetível
aos movimentos de massa. No levantamento realizado para o Trabalho de Conclusão
de Curso (2004-2005), percebeu-se a necessidade de aprofundar dois fatores
importantíssimos na evolução do relevo da Serra da Esperança que condicionam
processos morfológicos na encosta, são eles: o fator estrutural (principalmente fraturas
e falhas) e o fator geomorfológico. Esses dois aspectos são de grande relevância, pois
foram observadas fraturas na cicatriz de deslizamento, que podem ter atuado na
desestabilização da encosta, juntamente com a alta pluviosidade. Foi o caso do
deslizamento de maior área exposta ocorrido em abril de 1998, onde a pluviosidade
excedeu à média dos anos anteriores
2
.
Todavia, não somente estes fatores foram os responsáveis pelos deslizamentos
deste ano, como também acredita-se que as modificações da encosta para construção
da rodovia pode ter influenciado esses processos, devido aos cortes verticais que
acentuaram ainda mais a declividade favorecendo a ocorrência de quedas de blocos e
deslizamentos.
Desse modo, esse estudo procurou analisar as formas do relevo focalizando
suas características morfológicas, materiais componentes, processos atuantes, fatores
controladores dos movimentos de massa e características litológicas e geomorfológicas.
Compreendendo assim, os aspectos geomorfológicos e da dinâmica de funcionamento
e esculturação da paisagem da Serra da Esperança.
Com efeito, enfatiza-se que a falta de uma documentação adaptada ao detalhe
da escala da pesquisa dificultou o trabalho, levando em conta que foi possível utilizar
apenas a carta topográfica analógica Itapará na escala 1:50000 e o Mapa geológico do
Estado do Paraná com escala 1:650000; sendo que a escala dos cartogramas finais
1
Serra da Esperança é o nome dado à área de estudo desta pesquisa, e a qual consta nos documentos
cartográficos utilizados. Contudo, compreende-se que do ponto de vista geomorfológico, seria correto
utilizar a nomenclatura “Escarpa da Esperança”; uma vez que este termo representa segundo Guerra
(1966, p. 158 e 361) o “aclive de terrenos que aparecem nas bordas dos planaltos, serras...”, todavia, o
vocábulo serra pode ser utilizado “... na descrição da paisagem física de terrenos acidentados com fortes
desníveis. No Brasil elas designam, às vezes, acidentes variados, como escarpas de planaltos...”
2
A média mensal da região de Guarapuava varia entre 130 a 160 mm, sendo que em abril choveu o
equivalente a 518 mm.
18
foram de 1:25000. Somando-se a isso a base cartográfica (Carta topográfica Itapará)
não apresentou uma boa precisão geométrica, a qual tanto as curvas de nível como a
hidrografia não se mostraram compatíveis com os dados gerados nos overlays pela
fotointerpretação, precisando posteriormente serem adaptados. Juntamente com isso, o
Mapa de declividade foi prejudicado, devido às curvas de nível da carta estarem
representadas com eqüidistância de 20 metros.
Dessa forma, para a análise das áreas suscetíveis a movimentos de massa na
Serra da Esperança, a pesquisa foi estruturada em oito capítulos. Sendo o primeiro
capítulo a Área de Estudo, onde é apresentado a localização, as principais
características climáticas e os grandes aspectos geológicos e geomorfológicos da área
pesquisada.
O capítulo dois aborda os objetivos gerais e específicos. A fundamentação
teórica a respeito dos conceitos de vulnerabilidade, suscetibilidade, risco, perigo e
desastre como também dos movimentos de massa, da cartografia geológica-
geomorfológica e geoprocessamento são feitos no capitulo três.
O quarto capítulo trata dos procedimentos metodológicos, divididos em
atividades de gabinete, atividades de campo e de laboratório nos quais estão descritas
as etapas de confecção de cada cartograma digital (Mapa Planialtimétrico,
Hipsométrico, Declividade, Geológico, Geomorfológico e de Suscetibilidade) da Serra
da Esperança, como os procedimentos de fotointerpretação geológica e
geomorfológica, confecção do bloco diagrama, do perfil estratigráfico, do diagrama de
rosetas, do método das análises granulométricas e a aplicação da metodologia de
Classificação da Resistência Global das Rochas.
O quinto capítulo refere-se ao inventário realizado sobre os processos ocorridos
na Serra da Esperança, bem como os mapeados em campo.
O capítulo seis analisa as características do meio físico da Serra da Esperança,
as quais encontram-se divididas em: elementos climáticos, características dos materiais
do substrato (Formação Rio do Rasto, Formação Botucatu, Formação Serra Geral,
Planície Aluvial e Várzea do Planalto, Elementos Estruturais, Resultados
Granulométricos e da Resistência das Rochas), Fatores Geomorfológicos (Modelados:
de Dissecação e de Acumulação, Formas e Elementos Estruturais, Processos
19
Dominantes na Encosta, Formas de Erosão, Hidrografia, Fator Declividade) e por
último, porém não menos importante, a Interferência Antrópica.
O capítulo sete enfatiza a avaliação da suscetibilidade a movimentos de massa
na Escarpa da Esperança. E, o último capítulo, o oitavo compreende as considerações
finais alcançadas com esta pesquisa, posteriormente as referências bibliográficas
utilizadas na pesquisa, bem como os anexos.
Justificativa
Atualmente, os fenômenos de movimentos de massa têm sido tema de muitos
trabalhos, como por exemplo: Cerri (1993), Augusto Filho (1994), Fiori (1995), Luiz
(1996), Fernandes e Amaral (1996), Herrmann (1999), Dias (2000), Fernandes et al.
(2001), Cristo (2002), Saito (2004), Araujo (2004), Gonçalves e Guerra (2005), Carvalho
e Riedel (2005), sendo estes apenas alguns dos trabalhos mais recentes, que tiveram
como foco central esses processos.
Dessa forma, se objetivou realizar este trabalho devido ao conhecimento das
inúmeras pesquisas realizadas com a temática movimentos de massa e da falta de
trabalhos que abordem as características do meio físico da Serra da Esperança, como
também, da necessidade de pesquisas em encostas onde já ocorreram ou que podem
vir a deslizar.
Deste modo, a pesquisa concentrou-se na compreensão das causas e das
dinâmicas dos movimentos de massa, bem como o estudo dos diversos fatores que
influenciam no seu desencadeamento (geológicos, geomorfológicos, climáticos,
alteração antrópica, parâmetros topográficos...).
Outro aspecto relevante esta relacionado ao fato da área de estudo estar
sofrendo reativação de antigos processos
3
, e a deflagração de novos movimentos de
massa em áreas até então consideradas “estáveis”.
3
Vide capítulo cinco.
20
Por outro lado, esta pesquisa também servirá de base para trabalhos futuros,
caracterizando-se como um levantamento inicial dos aspectos geológicos e
geomorfológicos presentes na área de estudo, os quais resultaram em mapas
específicos sobre os aspectos físicos da Serra da Esperança, até o momento
inexistente na escala proposta para este trabalho.
Por fim, espera-se com esta pesquisa contribuir para a elucidação e
compreensão das causas e atuação destes complexos processos modeladores do
relevo na Serra da Esperança, na divisa entre os municípios de Guarapuava e
Prudentópolis - Paraná.
1. ÁREA DE ESTUDO
O projeto foi desenvolvido na divisa entre os municípios de Guarapuava e
Prudentópolis – PR, (mapa de localização 01), mais especificamente na Serra da
Esperança, recortado pela Rodovia Federal BR 277 (figura 3).
A área de estudo está situada entre as coordenadas geográficas 25º 10’ - 25º 25’
de latitude Sul e 51º 05’ – 51º 20’ de longitude Oeste, na região Centro-Sul do Paraná,
a aproximadamente 250 km de Curitiba (capital) entre os rios Iguaçu e Piquiri, no
contato entre o Segundo com o Terceiro Planalto Paranaense.
O Terceiro Planalto é limitado pela encosta da escarpa da Serra Geral (com
idade Juro-Cretácea), localmente chamada de Serra da Esperança. Esta escarpa é
composta de bancos de arenitos São Bento inferior ou Botucatu coberto por lençóis de
trapp basáltico resistentes no topo, os quais, na frente da escarpa, apresentam a
espessura de 50-200 m. Este planalto mostra no seu plano de declive (a encosta da
escarpa) chapadas e platôs dos lençóis de trapp da bacia do Paraná, as mesetas e
suaves ondulações dos arenitos suprabasálticos mais recentes (MAACK, 1947).
21
MAPA 1 – LOCALIZAÇÃO GEOGRÁFICA DA ÁREA DE ESTUDO.
22
Figura 3: Imagem da área de estudo
Fonte: Google Earth (2007), tendo sido acrescentados os Isonônimos.
Mais especificamente, na escarpa mesozóica, que eleva-se sobre a borda
ocidental do Segundo Planalto, as elevações variam entre 753 e 1.245 m, como pode
ser visualizado no mapa 2 hipsométrico da Serra da Esperança.
O planalto de Guarapuava possui altitudes superiores a 1.200m no topo da
escarpa, declinando em direção a Oeste para 197 m no centro da bacia do Rio Paraná
(MINEROPAR, 1988).
BR 277
Antiga rodovia – Norte
Antiga rodovia - Sul
N
Prudentópolis
Guarapuava
23
MAPA 2 – MAPA HIPSOMÉTRICO DO SETOR CENTRAL DA SERRA DA
ESPERANÇA, NA DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E
PRUDENTÓPOLIS, PARANÁ.
24
A partir da escarpa, seguindo para o interior do Terceiro Planalto em uma
extensão de 30 a 70 km no sentido E-W, o relevo que tem inclinação entre 900 e 1.000
m, constituindo os denominados campos de Guarapuava, cuja fertilidade agrícola e
abundância de florestas nativas, hoje substituídas em grande parte por extensas
plantações de Pinus eliotii, atraíram a colonização e o desenvolvimento econômico da
região, de grande importância na história do Paraná. Este relevo inclina-se para SW
(MINEROPAR, 2007).
Com relação à geologia e a geomorfologia, a Escarpa da Esperança é a borda
do Terceiro Planalto (Guarapuava), logo acima do segundo planalto (Prudentópolis),
com desnível de aproximadamente 300 m
4
. Esta área é sustentada por bancos de
arenitos eólicos e subaquáticos da Formação Botucatu e basalto da Formação Serra
Geral, sendo que, em sua base, abaixo da formação Botucatu, são encontradas as
rochas da formação Rio do Rasto, caracterizado por arenitos, siltitos e argilitos.
Na mesma linha, Maack (1947) descreveu que a constituição geológica do
Terceiro Planalto é relativamente simples. Sobre os horizontes da Formação Rio do
Rasto constituintes do pedestal da Serra da Esperança, ou da escarpa Triássico-
Jurássica respectivamente, começa, em toda a sua extensão, com uma discordância de
erosão, o arenito Botucatu da série São Bento com paredões e alguns degraus
protegidos por lençóis de rochas básicas, diabásios, diabásio-porfiritos, meláfiros
amidalóides ou também andesitos augíticos.
Essa região foi esculpida na cobertura basáltica, obedecendo aos controles
litológicos e estruturais, sendo as linhas de serras divisores de água. O diaclasamento
das rochas vulcânicas influênciou fortemente as direções dos rios, gerando mudanças
bruscas de orientação em função das direções de fraturamento (MINEROPAR, 1988).
O aspecto da paisagem do Terceiro Planalto é determinado pelas formas de
mesetas e platôs recortados do nível geral dos lençóis eruptivos. As linhas de serras
mencionadas até agora nos mapas não ultrapassam o nível geral do platô, mas
4
Esse valor corresponde somente ao setor da Escarpa, a qual alcança em certos locais 300 m de
desnível.
25
representam realmente chapadas ou interflúvios, levemente arredondadas, no nível do
plano de declive (MAACK, 1947).
Quanto aos aspectos climáticos, de acordo com a classificação proposta por
Köppen, Guarapuava possui clima Cfb Subtropical Úmido (Mesotérmico), sem estação
seca e com temperaturas anuais médias entre 16 e 20ºC. As geadas são
caracterizadas como severas, demasiadamente freqüentes (MAACK, 1981). A
temperatura na região está ligada à atuação de dois sistemas, o intertropical (primavera
e verão) e o extratropical (inverno) (THOMAZ e VESTENA, 2003).
As precipitações são abundantes e distribuídas ao longo do ano, assim não
havendo período seco (MONTEIRO, 1963 apud THOMAZ e VESTENA 2003). Os
fatores que influênciam o clima de Guarapuava são a altitude (>1.065m) e a
continentalidade, dentre outros aspectos. A precipitação média anual da região está
entre 1800 a 2000 mm, com médias mensais variando entre 130 a 160 mm. De acordo
com Thomaz e Vestena (2003) o mês mais seco é agosto com 97 mm, e os meses mais
chuvosos são: outubro com 202,3 mm, janeiro com 201,9 mm e dezembro com 200,00
mm.
2. OBJETIVOS
A necessidade de levantamentos e estudos sobre o meio físico do setor central
da Serra da Esperança foi um dos aspectos que motivou a realização desta pesquisa,
bem como o diagnóstico empírico prévio sobre os movimentos de massa presentes na
área e a escassez de trabalhos geoambientais específicos sobre a Serra da Esperança.
26
2.1 OBJETIVO GERAL
Estudar fatores de suscetibilidade a movimentos de massa no setor central da
Serra da Esperança com ênfase nos fatores estruturais e geomorfológicos como
condicionantes destes processos.
2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
- Levantar os processos de movimentos de massa que já ocorreram e que
estão ocorrendo no setor central da Serra da Esperança;
- Analisar as características do meio físico, com ênfase nos fatores geológicos
(enfoque nos fatores estruturais) e geomorfológicos que podem potencializar
a ocorrência de movimentos de massa;
- Identificar e analisar as descontinuidades presentes nos solos, rochas e nos
mantos de alteração da área de estudo, e as áreas suscetíveis à
movimentação;
- Elaborar cartogramas digitais do meio físico, tais como: mapa planialtimétrico,
mapa hipsométrico, bloco diagrama, mapa de declividade, mapa geológico e
mapa geomorfológico, criando assim uma base de dados georreferenciados
do setor central da Serra da Esperança e gerando informações quanto à
suscetibilidade geológica e geomorfológica;
- Realizar análises granulométricas para caracterização dos materiais que
constituem as encostas da área de estudo e para comparar os resultados
com as análises feitas por Bigarella (1949);
- Aplicar a Metodologia da Resistência Global das Rochas proposta e adaptada
de Selby (1982) nas litologias das Formações Serra Geral, Botucatu e Rio do
Rasto;
- Gerar mapa de suscetibilidade a movimentos de massa na Escarpa da
Esperança a partir da análise dos mapas temáticos precedentes, juntamente
com os dados obtidos em campo e em laboratório.
27
3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
3.1. VULNERABILIDADE, SUSCETIBILIDADE, RISCO, PERIGO, E DESASTRE
Considerando que a pesquisa se insere na temática ambiental, abordando a
suscetibilidade a deslizamentos, se faz necessário algumas considerações sobre os
conceitos básicos sobre áreas de risco, por isso buscaram-se autores que trabalham
com as conceituações e definições dos termos pertinentes como: suscetibilidade,
vulnerabilidade, risco, perigo e desastres, com o intuito de adotar um critério de análise
dentre as várias classificações e conceituações em uso.
Quanto às conceituações, nem sempre há consenso entre os autores quanto à
padronização com relação à utilização dos conceitos, existindo assim variedade
bibliográfica, dificultando a identificação e o entendimento dos fenômenos físicos
envolvidos nas situações onde se utiliza algum destes conceitos.
Aneas de Castro (2000, p. 01) aborda os conceitos referentes à geografia dos
riscos, e afirma sobre a problemática dos conceitos, que:
[...] diversas fontes vinculam um mesmo termo a significados distintos e em
ocasiões um mesmo significado corresponde a diferentes termos. Tal
ambigüidade não favorece a compreensão do tema e obriga a apresentar as
definições mencionadas em busca tanto de claridade e fluidez conceitual na
investigação como de consenso científico [...] (Trad. Livre da autora)
5
.
A autora também afirma, depois de analisar algumas definições dadas em
dicionários, que em todos os casos a tendência geral é que os dicionários geográficos
usam indistintivamente os termos risco, perigo, e às vezes catástrofes para significar o
mesmo fenômeno, criando assim grande confusão conceitual.
5
Aneas de Castro (2000, p. 01): “diversas fuentes vinculan un mismo término a significados distintos y en
ocasiones un mismo significado corresponde a diferentes términos. Tal ambigüedad no favorece la
comprensión del tema y obliga a presentar las definiciones aludidas en busca tanto de claridad y fluidez
conceptual en la investigación como de consenso científico”.
28
Esta diferenciação conceitual, segundo Saito (2004), é característica da atuação
de diversos profissionais que utilizam o termo risco, no qual há o envolvimento de
geógrafos, geólogos, arquitetos, engenheiros, dentre outros.
Outro problema é levantado por Marandola Jr. e Hogan (2004) com a palavra
inglesa hazard. Este termo não possui uma palavra correspondente em português,
como não há também no francês e espanhol, que exprima o seu verdadeiro significado.
Por isso, a razão do problema da confusão de traduções, da utilização e do
entendimento, ou seja, alguns traduzem como risco, outros como azares ou até mesmo
como acidente. Também na língua inglesa há essa confusão conceitual, mas nesse
caso entre os termos risk e hazard, onde são apresentados frequentemente como
sinônimos e não é apontada com clareza a diferença que há entre eles.
Segundo os vários autores pesquisados como Lavell (1996), Cardona (1996),
Marandola Jr. e Hogan (2004), Castro et al. (2005), dentre outros, o termo risk é
traduzido para o português como risco, o qual significa a probabilidade de ocorrência
de um evento prejudicial venha a ocorrer e não o termo inglês Hazard. Essa
problemática ocorre devido à dificuldade (e falta de consenso dos pesquisadores) na
tradução do conceito de hazard e o real significado da palavra portuguesa perigo.
Entretanto, esses conceitos passaram por modificações e adaptações como, por
exemplo, o conceito de risco. Um marco crucial no desenvolvimento desse estudo foi à
discussão da Sociedade de Risco inaugurada pela sociologia em meados da década de
80, onde foi deslocado o debate de um local circunscrito no tempo e no espaço para o
âmbito das macrotransformações sociais (MARANDOLA JR. e HOGAN, 2005).
Portanto, tendo em vista a problemática conceitual a respeito dos conceitos e
aplicações dos mesmos, tentar-se-á esclarecer, por meio de busca das definições e de
trabalhos de diversos autores, as terminologias fundamentais de uso freqüente nas
pesquisas relacionadas com o ambiente. Em especial, neste trabalho, interessa
esclarecimento dos conceitos de suscetibilidade, vulnerabilidade, risco, perigo e
desastre, destacando-se o conceito de suscetibilidade, que é o enfoque principal da
presente pesquisa.
29
3.1.1 Vulnerabilidade e Suscetibilidade
Segundo Marandola Jr. e Hogan (2005) localizar e entender o termo
vulnerabilidade é uma tarefa que não pode ser realizada sem se considerar,
simultaneamente o conceito de risco em sua dimensão ambiental e num segundo
momento no contexto socioeconômico.
Isso porque vulnerabilidade é um fator de risco interno de um sujeito ou do
sistema exposto a uma ameaça, correspondente a sua predisposição intrínseca a ser
suscetível de sofrer a perda. A diferença da vulnerabilidade dos elementos expostos
diante de um evento perigoso, determina o caráter seletivo da severidade das
conseqüências do evento sobre os mesmos (CARDONA, 1996).
Por Vulnerabilidade, García-Tornel (1997) entende como o grau de eficácia de
um determinado grupo social para adequar suas organizações frente a aquelas
compensações no meio natural que incorporam riscos. Ela aumenta em relação direta
com a incapacidade do grupo humano para adaptar-se a compensação, e determina a
intensidade dos danos que podem produzir. O conceito de vulnerabilidade é, portanto,
estritamente de caráter social. Marandola Jr. e Hogan (2004) complementam afirmando
que este conceito esta fortemente ligado a estruturas socioeconômicas e político-
institucionais.
Lavell (1996), nesse mesmo sentido, entende que a vulnerabilidade é uma
expressão de desequilíbrio ou desajuste, entre estrutura social, o meio físico -
construído e o meio natural que o rodeia. Por isso a vulnerabilidade nunca pode ter um
valor absoluto, visto que depende sempre do tipo e da intensidade da ameaça.
Desse modo, ela se manifesta, segundo García-Tornel (1997, p.06) como:
[...] un conjunto de factores en interacción que convergen en un grupo humano
particular. Tiene como resultado diversos grados de incapacidad para
responder ante la presencia de un riesgo determinado y sus causas son tanto
internas como externas al grupo.
6
6
García-Tornel (1997 p.06): “um conjunto de fatores em interação que convergem em um grupo humano
particular. Tem como resultado diversos graus de incapacidade para responder antes a presença de um
risco determinado, e suas causas são tanto internas como externas ao grupo” (Tradução livre da autora).
30
Para este autor os fatores da vulnerabilidade são: as características econômicas
dos grupos afetados; a coesão social; fator jurídico e político, com a existência de
regularizações legais medidas adequadas; a implantação de meios técnicos de defesa
e por último o fator cultural-educativo que inclui informação a população sobre os
acontecimentos.
De maneira geral, analisar a vulnerabilidade das áreas urbanizadas em face dos
azares naturais relacionados com os fenômenos geomorfológicos ganham
compreensão sobre sua magnitude e freqüência quando integrados aos inputs
energéticos fornecidos por outras categorias de fenômeno (CHRISTOFOLETTI, 2003).
“Envolvendo o entendimento da interação entre um dado escorregamento e os
elementos afetados” (DAI et al. 2002, p. 74)
7
.
Por fim, para Cardona (1996), analisar a vulnerabilidade é determinar o nível de
exposição e predisposição da perda de um grupo diante de um evento em que possa
ocorrer uma ameaça específica, contribuindo assim para o conhecimento do risco,
através da interação dos elementos com o ambiente perigoso.
Todavia, suscetibilidade e vulnerabilidade não devem ser consideradas como
sinônimos. Saito (2004, p.32) em seu estudo sobre Suscetibilidade a Escorregamentos
e Quedas de blocos no Maciço Central de Florianópolis-SC, diferenciou estes termos.
Sobre suscetibilidade, a autora entende como “as características inerente do meio,
representando a fragilidade do ambiente em relação aos escorregamentos e quedas de
blocos”. Já vulnerabilidade, define como “a predisposição de um sujeito, sistema ou
elemento, ser afetado por um acidente (...)”.
Quanto à suscetibilidade, Cristo (2002, p.131) em sua pesquisa de Análise de
riscos naturais no Setor Leste da Bacia do Rio Itacorubi, em Florianópolis, definiu áreas
suscetíveis a riscos naturais como:
Aqueles locais que, embora não apresentem situações de risco de perdas
materiais ou de vidas humanas momentaneamente, possuem condicionantes
naturais ou artificiais que indicam sua predisposição à ocorrência de acidentes
futuramente por ocasião de episódios pluviais intensos.
7
Tradução livre da autora
31
Dessa forma, o estudo de suscetibilidade a movimentos de massa tem por
objetivo delimitar as áreas mais suscetíveis à ocorrência destes processos, a partir da
análise de suas causas e mecanismos, os quais estão relacionados principalmente ao
volume e freqüência das precipitações, à estrutura geológica, aos materiais envolvidos,
as formas de relevo e às formas de uso da terra (DIAS e HERRMAN, 2002). (grifo meu)
Por outro lado, a diferença da pesquisa sobre suscetibilidade da pesquisa de
risco, é que sobre suscetibilidade, as bases principais são as que descrevem o meio
físico (mapa de geomorfologia, de geologia, de declividade...). Já as análises de risco
incluem as informações do meio físico mais as condições de instalações e infra-
estruturas humanas, que junto com a suscetibilidade fornecem a hierarquização dos
graus de risco, servindo como subsídio para definição de medidas preventivas e
corretivas (SOBREIRA, 2001).
Entretanto, pode se considerar que a real diferença do estudo de suscetibilidade
para a análise de risco não é somente de estudar o meio físico, mas sim as
características intrínsecas do fenômeno perigoso, isso porque fenômeno perigoso pode
ser social ou econômico e não somente natural.
Portanto, percebe-se que quando o estudo é sobre a suscetibilidade não é
necessário quantificar e prever as perdas econômicas e sociais, mas sim a análise do
processo em si. Por isso, nesta pesquisa será enfatizada a característica inerente do
meio físico, analisando-se assim os fatores de suscetibilidade a movimentos de massa
no setor central da Serra da Esperança/PR.
3.1.2 Risco
A Geografia é uma das mais antigas ciências a tomar o risco em sua dimensão
ambiental, com uma extensa bagagem conceitual e uma larga tradição de trabalhos
empíricos. Esta ciência apresenta expressiva experiência no esforço de focar as
dinâmicas sociais e naturais simultaneamente, trazendo também o termo
vulnerabilidade como conceito complementar ao de risco (MARANDOLA JR. e HOGAN,
2005). Sobre os primeiros trabalhos de risco na geografia, Aneas de Castro (2000, p.
08) afirma: “los primeros trabajos de investigación en geografía de los riesgos, tuvieron
como tema central las inundaciones”.
32
Atualmente, as pesquisas sobre riscos diversificaram-se e ampliaram seus focos
podendo o tema central ser também risco a: deslizamento, erosão, furacão, tornado
dentre outros.
Segundo Castro et al. (2005) o risco pode ser usado como uma categoria de
análise associada à priori a idéia de incerteza, exposição ao perigo, perda e prejuízo,
em função de processos naturais ou daqueles associados à atividade antrópica.
Portanto, risco é a probabilidade de ocorrência de processos no tempo e no espaço,
não constante e não determinados, que afetam a vida humana. Incluindo a
probabilidade de ocorrência de um evento natural ou antrópico e a valorização por parte
do homem enquanto seus efeitos nocivos (vulnerabilidade), também é freqüente
encontrar esse termo como sinônimo de perigo (CASTRO et al. 2005) e como binômio
inseparável (ANEAS DE CASTRO, 2000). Isso ocorre devido à origem dos termos e sua
terminologia. Etimologicamente, risco provém da palavra perigo.
Em dicionários da língua portuguesa é comum encontrar esse problema, onde o
conceito de risco é definido como perigo, probabilidade ou possibilidade de perigo
(BUENO, et al. 1986). Gerando uma confusão conceitual, devido ao fato de se colocar
o conceito de risco com o mesmo significado de perigo, quando de fato estes possuem
sentidos diferentes.
Assim, o uso indiscriminado destes termos no meio científico tem sido a causa
de muitos equívocos. Isso ocorre, porque em muitas publicações utilizam-os
concomitantemente ou intercambiando-os, não havendo assim claras distinções entre
eles. Por isso, considera-se importante que haja uma discussão de definições, quando
se fizer o uso destes conceitos (CASTRO et al., 2005).
De maneira geral, o termo risco (risk) é utilizado pelos geógrafos como uma
situação, que está no futuro e que traz incerteza e insegurança. Havendo assim regiões
de risco ou regiões em risco. Sendo que estar em risco, é estar suscetível
8
á ocorrência
de um hazard (neste caso entende-se hazard como perigo) (MARANDOLA JR. e
HOGAN, 2004). Este termo passou por transformações, mas continua mantendo seu
sentido genuíno, que transmite a idéia de incerteza, com um sentido negativo.
8
A autora acredita que neste caso o termo não seria estar suscetível, mas sim estar vulnerável. Vistos as
definições expostas no tópico
3.1.1.
33
Para Cardona (1996), risco é a probabilidade de exceder um valor específico de
conseqüências, que podem ser econômicas, sociais ou ambientais em um local e
durante um tempo de exposição determinado. O risco resulta da relação da ameaça ou
da probabilidade de ocorrência, com intensidade específica, com a vulnerabilidade dos
elementos expostos. A avaliação do risco se dá pela evolução da ameaça, ou perigo,
análise de vulnerabilidade e estimação do perigo.
Para os geógrafos o interesse relacionado a risco está voltado sobre as
populações em situações de risco, principalmente o risco de deslizamentos e
enchentes. E ainda preocupações diretas sobre espaços-tempo específicos e a
problemática ligada ao planejamento e à gestão (MARANDOLA JR. e HOGAN, 2005).
Via de regra, não há risco sem que haja pessoas envolvidas, ou seja, só se
considera risco quando há pessoas ameaçadas. Sobre isso García-Tornell (1997, p.03),
afirma que:
Cabe,sin embargo, considerar que frente al comportamiento de los factores
naturales generadores de situaciones potencialmente de riesgo, son las
características y el comportamiento del grupo sociales en cuyo territorio se
desarrollan estas, el factor que determina realmente la importancia e incluso la
propia existencia de riesgo
9
Na mesma linha, em sua definição mais simples, Lavell (1996), descreve o risco
como a probabilidade de que uma população, ou segmento da mesma, sofra algo
nocivo ou danoso. Dessa forma, para que ocorra o risco deve haver tanto uma ameaça
(ou como alguns dizem, um perigo) como uma população vulnerável a seus impactos,
sendo a vulnerabilidade a propensão de sofrer danos que exibe um componente da
estrutura social. Assim, o risco sempre esta em função da magnitude da ameaça e da
vulnerabilidade, constituindo uma condição dinâmica e teoricamente controlável.
Quanto a análises de risco, Cutter (2001) citada por Castro et al. (2005), afirma
que a análise enfatiza a estimativa e a quantificação da probabilidade de ocorrência,
para determinar níveis de segurança e aceitabilidade E que a noção de perigo está
9
García-Tornell (1997 p. 03) “Cabe, sim, todavia, considerar que frente ao comportamento dos fatores
naturais geradores de situações potencialmente de riscos, são as características e o comportamento do
grupo social em cujo território se desenvolvem estas, o fator que determina realmente a importância e
inclui a própria existência do risco”.
34
intrinsecamente relacionada ao processo/evento a ocorrer, enquanto o risco
compreende a identificação do perigo, que pressupõe uma quantificação e/ou
qualificação dos seus efeitos. Esta autora complementa afirmando que risco é
componente do perigo.
Complementando, Aneas de Castro (2000) afirma que não há perigo sem risco,
nem risco sem perigo. Porque a existência de um perigo potencial está embutida em um
risco, enquanto o risco só existe a partir de um fenômeno.
Por sua vez, alguns autores fazem a distinção de risco, em risco natural
10
,
tecnológico e social. No entanto, essa distinção não é mais tão utilizada, por não ser
mais possível distinguir estes riscos, devido à complexidade existente (Castro et
al.2005).
De modo geral, o estudo de áreas de risco, segundo Cristo (2002), pode obter
três direcionamentos: a prevenção de acidentes, onde se busca evitar o desastre;
redução da intensidade do desastre, melhorando a convivência da população com a
situação de risco; e por último, a eliminação definitiva do risco de desastre.
Já Deyle et al. (1998 apud CASTRO et al. 2005) consideram 3 níveis de análise
ou avaliação: a identificação do perigo (extensão geográfica do perigo, magnitude e
probabilidade), a avaliação da vulnerabilidade (inventário de pessoas expostas ao
perigo, estimando danos e custos) e análise de risco (estimativa quantificativa de
danos, em um determinado período, e o local). Destes, apenas o primeiro nível, é
empregado na gestão e planejamento. Quanto aos outros dois últimos níveis, o autor
afirma, que há falta de conhecimento e preparo dos planejadores.
De maneira geral, percebe-se que é imprescindível a análise e a avaliação de
risco, pois contribui para a definição dos níveis de gestão, e das intervenções
necessárias na mitigação dos riscos.
10
Castro et al (2005) definem riscos naturais como processos de origem natural ou induzida pelo
homem, podendo apresentar-se com diferentes graus de perdas, em função da intensidade, abrangência
espacial e tempo de atividade dos processos. Podendo ser encontrado com outra nomenclatura como:
risco geológico, perigo geológico, risco geomorfológico. Essa diversidade se dá pela gama de processos
naturais causadores de risco ao homem. Já as análises de riscos naturais estão relacionadas às
atividades que interferem ou são afetadas por processos da dinâmica da Terra.
35
Por fim, observou-se pela maioria dos autores estudados, que este conceito é
entendido como a probabilidade de ocorrência de um acidente, incluindo a valorização
da sociedade, trazendo em si a idéia de incerteza e insegurança que geram perdas ao
homem. Sendo assim, entende-se que não há risco quando o homem não esta
envolvido, ou seja, quando este se encontra ameaçado, e propenso a sofrer prejuízos.
3.1.3 Perigo
O estudo dos “natural hazards” é tradição na geografia, que tem se dedicado a
eles desde 1920. Esta preocupação, direcionada para a relação homem-
meio/sociedade-natureza, incidindo sobre os impactos e embates decorrentes da ação
antrópica no ambiente, está no seio da geografia, a qual possui um forte componente
físico, apesar de manter a perspectiva integrada entre fatores físicos e humanos na
gênese e importância dos problemas estudados
(MARANDOLA JR. e HOGAN, 2004).
Segundo Castro (2000) a década de 1970 representa uma etapa de maturidade
nos estudos sobre os perigos ambientais, com a publicação de vários livros
11
. Na
década de oitenta caracteriza-se pela relação entre perigo natural e
subdesenvolvimento econômico, maior atenção aos perigos antrópicos, e pelo
reconhecimento da natureza multidisciplinar do tema (modelos mais generalizados para
estimar todos os perigos em um lugar).
No Brasil, segundo Zuquette e Pejon (2004) os estudos sobre eventos perigosos
desde os anos de 1990, vêm sendo desenvolvidos por universidades e outros institutos
isolados de pesquisa. Contudo, os autores afirmam que não há uma preocupação mais
efetiva dos órgãos públicos sobre o assunto, pois não há diretrizes técnicas voltadas
aos diferentes eventos perigosos. Outra questão é a população que não tem uma
percepção clara do problema. Por outro lado, o meio técnico não busca separar um
evento perigoso de um evento comum em seus trabalhos, como também não atuam na
previsão e controle. Porém, os prejuízos decorrentes destes eventos perigosos
provocam a degradação de elementos do meio físico e perdas contínuas, demandando
investimentos para controle e correção dos problemas.
11
Livros da escola de Gilbert White como “Natural hazards” e “Natural hazards local, national, global”,
“The human ecology of extreme geophysical events” de Burton, Kates e White, dentre outros.
36
Atualmente, conforme exposto por Aneas de Castro (2000, p. 10), o estudo dos
riscos e perigos que ameaçam o homem e seu ambiente, dos quais se tem feito
repetição de maneira crescente nos meios de comunicação, é um tema muito
mobilizador e de abertura massiva que evolui com a rapidez dos processos modernos.
E conclui dizendo que:
El estudio de los peligros y sus riesgos ha seguido una evolución normal o
clásica, desde la consideración de un solo peligro en un espacio hasta el
enfoque de todos los peligros de un área. Esta perspectiva es, en definitiva, la
que permite conocer la verdadera relación hombre-medio.
12
Quanto a tradução de hazard, Smith (1992) citado por Marandola Jr. e Hogan
(2004), demarca este termo como um evento danoso - que coloca em perigo - incluindo
a noção de desastre, entendida como a realização do hazard. Já o termo risco, o autor
define como um fator probabilístico, independente de ser quantificável ou não.
Desse modo, percebe-se que o autor acima relaciona o termo hazard com a
noção de perigo. Aneas de Castro (2002) utiliza o termo peligro, que no português se
traduz como perigo, para a concepção de hazard.
Por outro lado, Daí et al (2002, p. 82) define especificamente landslide hazard
como “…as the probability of occurrence of a given magnitude of failure”. Nessa
definição a tradução mais apropriada para o termo hazard, seria risco, já que este
representa (pela maioria dos autores consultados) a probabilidade de ocorrência de um
fenômeno.
Segundo o dicionário SILVEIRA BUENO (1996, p.242) hazard possui várias
traduções como: “arriscar, aventurar, azar, risco, perigo e acaso”. Dessa forma, a
tradução pode tanto se referir ao termo risco como a perigo, enquanto sendo sinônimos.
Ressalta-se, no entanto, que estes exprimem diferentes conotações nas pesquisas
ambientais. Portanto, até o momento não há no português uma palavra que possa
equiparar o verdadeiro sentido e tradução de hazard, permanecendo assim a confusão
conceitual acerca deste termo.
12
“O estudo dos perigos e seus riscos têm seguido uma evolução normal ou clássica, desde da
consideração de um só perigo em um espaço até o enfoque de todos os perigos de uma área. Esta
perspectiva é, em definitiva, a que permite conhecer a verdadeira relação homem e meio”. (Tradução
Livre da autora)
37
Quanto aos eventos perigosos, estes são definidos como processos naturais ou
eventos decorrentes destes, como os geológicos, climáticos, hidrológicos e de
interações entre formas de ocupação e o meio ambiente. Segundo Zuquette & Pejon
(2004, p.313) ele é caracterizado como “um evento que apresenta uma probabilidade
de ocorrência, associada a uma área e com intensidade acima de um limite pré-
determinado, o que diferencia de um evento comum”.
Já a definição mais enfatizada de perigo para Aneas de Castro (2000) é a de que
perigo é uma ocorrência ou ameaça de ocorrência de um acontecimento natural ou
antrópico. Esta definição se refere a um fenômeno tanto em ação como potência.
Esta autora também separa perigo em três tipos: perigo natural - quando o
fenômeno que produz o dano tem sua origem na natureza; antrópico - quando o
fenômeno que produz a perda tem sua origem nas ações humanas (alguns chamam de
tecnológico, mas esta autora considera-o como restrita as causadas por atividades
humanas); e ambiental - quando o evento que causa o prejuízo tem causas
combinadas, entre naturais e/ou antrópicas.
Outra definição é dada por Dias e Herrmann (2002, p. 60) os quais consideram
que a noção de perigo “envolve uma estreita relação entre eventos naturais extremos e
atividades humanas”.
Por fim, não são todos os terremotos, deslizamentos ou furações que serão
considerados hazard, mas segundo White (1974) citado por Marondola Jr. e Hogan
(2004), somente aqueles que estão ocorrendo em áreas ocupadas pelo homem,
gerando perdas, danos e colocando em perigo as populações. Por isso um hazard, não
é natural em si, mas refere-se ao evento que ocorre na interface sociedade-natureza.
3.1.4 Desastre
Segundo Dias e Herrmann (2002) quando os fenômenos ou processos atingem
áreas ocupadas são considerados acidentes, desastres e catástrofes, definidos como
impactos negativos ao sistema sócio-econômico. A diferenciação entre eles esta na
proporção de impacto e na quantidade de recursos necessários para a mitigação dos
problemas gerados.
38
Dessa maneira, Aneas de Castro (2000) define desastre como o resultado de um
perigo derivado de um risco, com magnitude determinada. Ao contrário, Lavell (1996)
equaciona o que ele chama de desastre como sendo a soma de ameaça mais
vulnerabilidade, que é igual ao que ele denomina de risco de desastre.
No sentido amplo, Aneas de Castro (2000) refere-se a desastre como um
acontecimento súbito, inesperado ou extraordinário que provoca prejuízos na vida dos
indivíduos. Os agentes que provocam esses acontecimentos podem ser naturais ou
produzidos pelo homem. O termo comparável com desastre é catástrofe, cuja
terminologia provém do grego que quer dizer transtorno. Esse conceito se utiliza no
cotidiano como o conjunto de severas dificuldades, produto de um fenômeno perigoso.
Desastre também é denominado como um impacto ambiental que pode ter uma
dimensão variável em termos de volume, tempo e espaço. São, portanto, situações ou
processos sociais que são desencadeados por fatores concomitantes e mutuamente
condicionantes. Sendo por um lado, a efetiva ocorrência de um fenômeno que
caracteriza uma ameaça, e por outra, a vulnerabilidade diante dos elementos expostos,
que não é outra coisa, senão condições severas sobre o contexto ambiental, social, e
urbano (CARDONA, 1996). Mais especificamente, nas palavras deste autor desastre
são:
(...) los efectos adversos o las alteraciones intensas que se causan sobre las
personas, los bienes, los servicios y/o el medio ambiente, como resultado de la
ocurrencia de un evento, un proceso o la combinación de fenómenos de origen
natural, social, tecnológico o provocados por el hombre. Son las consecuencias
de la materialización de una amenaza sobre un grupo de elementos expuestos,
vulnerables a dicha amenaza (CARDONA, 1996, p.71).
13
De um modo geral, os desastres representam a acumulado de efeitos adversos
(perda) nas vidas humanas e bens dos homens em sua interação com o sistema terra.
Também são os resultados de perdas entre diversos elementos e subsistemas da
sociedade (VELÁSQUEZ e ROSALES 1999).
13
“(...) os efeitos adversos ou as alterações intensas que ocorrem sobre as pessoas, os bens, os serviços
e/ou meio ambiente, como resultado da ocorrência de um evento, um processo ou a combinação de
fenômenos de origem natural, social, tecnológico ou provocados pelo homem. São as conseqüências da
materialização de uma ameaça sobre um grupo de elementos expostos, vulneráveis a dita ameaça
(CARDONA, 1996, p.71)”. Tradução livre da autora.
39
Assim, os eventos naturais podem se transformar em desastres quando afetam
negativamente as populações. Segundo Rodríguez (1996) quando um sistema natural
produz um evento necessário para manter seu equilíbrio, mas que venha a afetar o
funcionamento normal de um sistema social, se considera a ação do evento como
perigoso e suas conseqüências como um desastre.
Sendo assim, para Lavell (1996, p.32) um desastre representa a “ruptura,
desequilíbrio, desestabilidade das relações normais de convivência do ser humano e
suas estruturas econômicas, sociais e políticas... com o meio social e natural que o
rodeia e que dá suporte a sua existência”. Neste sentido, um desastre constitui uma
condição de anomalia, cujas características estão determinadas pelo contexto de
normalidade preexistente. Sendo este conceito o melhor indicador da degradação
ambiental.
Outra definição é dada por Rodríguez (1996, p. 07) que considera os desastres
como fatos sociais e como fenômenos físicos, afirmando que “los desastres son hechos
sociales, no fenómenos físicos, entonces, intensificar y profundizar la búsqueda de
respuestas en el análisis del comportamiento humano frente a sí mismo y a la
naturaleza supone la búsqueda de soluciones factibles”
14
.
De modo geral, segundo Velásquez e Rosales (1999), todo desastre resulta da
conjugação de múltiplas variáveis, cada uma delas com valores que variam desde muito
pequenos até grandes, cuja evolução transcorre desde instantes até longos períodos.
As variáveis são físicas e naturais, mas também socioeconômicas, de infra-estrutura,
políticas dentre outras.
O problema do estudo dos desastres está na ausência de registros homogêneos
e comparáveis sobre a tipologia dos desastres como efeitos de ocorrência de eventos
ameaçantes, nas condições de vulnerabilidade em cada região. Por um lado, só se
considera desastres os efeitos daqueles eventos de grande envergadura e de grande
impacto, isso faz com que fique menos visível os vários pequenos e médios desastres
que anualmente ocorrem na América Latina, Caribe, Ásia e África (VELÁSQUEZ e
ROSALES, 1999).
14
Rodríguez (1996, p. 07) “os desastres são fatos sociais, tão logo fenômenos físicos, então intensificar e
produzir a busca de respostas nas análises do comportamento humano frente a si mesmo com a
natureza, supõem a busca de soluções possíveis”. (Tradução livre da autora).
40
Finalizando, Lavell (1996) afirma que a prevenção e a mitigação são
componentes essenciais para uma gestão de desastres mais efetiva, e imprescindíveis
para obter uma redução dos mesmos.
Por fim, em todos os conceitos descritos acima (vulnerabilidade, suscetibilidade,
risco, perigo, desastre), uma das características de investigação e de preocupação
simultânea é a integração dos aspectos físicos e sociais. Estes conceitos também
apresentam inter-relação entre si, por isso ao se definir o foco central da pesquisa
deve-se ter claro qual a definição que este conceito possui, assim definindo qual autor
se baseará para entendê-lo e utilizá-lo na pesquisa. Não esquecendo, como afirmou
Aneas de Castro (2000), que os conceitos devem ser vistos como complementares, não
como equivalentes.
A seguir serão discutidos os movimentos de massa, os seus aspectos teóricos
que são necessários para a compreensão da atuação e do desencadeamento destes
complexos processos, como por exemplo: os tipos de movimentos e os fatores que
condicionam tais processos.
3.2. ASPECTOS TEÓRICOS DOS MOVIMENTOS DE MASSA
Os movimentos de massa representam um importante papel no desenvolvimento
das vertentes do Sul do Brasil, devido ao fato de estar ligado às condições climáticas
úmidas e ao intemperismo intenso das rochas (FIORI, 1995a).
A força da gravidade, segundo Fiori (1995a), gera tensões cisalhantes e normais
dentro da rocha ou do solo que atuam principalmente nos planos inclinados. Este
esforço cisalhante aumenta com a inclinação e a altura da encosta, também com o
peso específico do solo e com a quantidade de água que se infiltra e se acumula no
solo, sendo este esforço responsável pela movimentação da massa.
Os trabalhos de campo colocaram em evidência que os processos de
movimentos de massa dominantes na encosta estudada no setor central da Serra da
Esperança são: deslizamentos translacionais de solo e rocha, deslizamento rotacional
41
dos depósitos de encosta e das rochas da formação Rio do Rasto, queda de bloco e de
detritos do basalto e do arenito, formando depósitos de talude generalizados.
Além das inundações, os escorregamentos são catástrofes que mais se ouve
falar atualmente nos meios de comunicação no Brasil, como os principais causadores
de prejuízos e mortes, decorrentes da ocupação de áreas impróprias e deflagrados
principalmente por períodos de intensa pluviosidade.
Percebe-se que grande parte dos escorregamentos no Paraná está associada á
Serra do Mar. Os principais movimentos que lá ocorrem mobilizam os horizontes de
solo superficial. Isso acontece, devido ao fato de que nessas encostas os solo são
pouco espessos, decorrentes da dinâmica natural de evolução, assim não favorecendo
a conservação de grandes espessuras (FERNANDES e AMARAL, 1996).
Contudo, sabe-se que os estudos sobre os deslizamentos de terra não são
significativos apenas para as cidades situadas no planalto cristalino e nas zonas
litorâneas próximas da Serra do Mar, mas para todas as áreas que englobam diversos
tipos de escarpamentos (CHRISTOFOLETTI, 2003).
Isso se comprova pelo fato do relevo no setor central da Serra da Esperança ter
um desnível de aproximadamente 300 m
15
e ser uma escarpa localizada que
representa um relevo muito importante na passagem do Segundo para o Terceiro
Planalto Paranaense.
O primeiro tópico sobre os aspectos teóricos destes processos será sobre os
tipos de movimentos de massa e suas características de atuação, forma da superfície
de ruptura e fatores envolvidos.
3.2.1 Tipos de movimentos de massa
Há várias propostas de classificação dos movimentos de massa. No entanto,
sabe-se que a aplicação direta de esquemas de classificação aos movimentos
observados na natureza não é um trabalho simples. Isso ocorre devido à complexidade
dos fenômenos, juntamente com as rápidas transformações que ocorrem nas cicatrizes
e transformação antrópica (FERNANDES, et al., 2001). Esta complexidade se dá
15
Contudo, segundo a carta topográfica a área de estudo inicia-se na curva de 760 m localizada na
planície e alcança 1240 m de altitude no topo do platô.
42
porque há uma grande variedade de materiais e processos envolvidos. Outro problema
da distinção prescisa entre os tipos de movimentos é o fato de que muitas vezes
ocorrem combinações de dois ou mais processos (DIAS e HERRMANN, 2002).
Quanto à classificação Araújo (2004, p.18) afirma que:
[...] há diferentes motivações para os tipos de classificações existentes,
algumas se baseiam simplesmente na presença ou ausência de uma superfície
de ruptura preexistente, outras, no entanto, a um mecanismo de ruptura
progressiva
.
Para Dias e Herrmann (2002) a classificação deve levar em conta os parâmetros
de velocidade e mecanismos do movimento, características dos materiais, modo de
deformação, geometria do movimento e quantidade de água. Quanto à diferença entre
as classificações, os autores acreditam que o problema esta na falta de um critério
único, pois cada autor dá maior importância a determinado parâmetro, como por
exemplo, a declividade, outros pesquisadores aos materiais, dentre outros fatores
considerados.
Na figura 4 é possível observar uma proposta de classificação dos movimentos
de acordo com a velocidade e a presença de água no processo.
A dificuldade de classificação dos movimentos de massa, também está no fato
de que não há uma diferenciação nítida entre os vários tipos de movimentos, além da
velocidade relativa de cada processo. Como por exemplo, no caso dos
escorregamentos, deslizamentos e desmoronamentos que possuem em comum uma
superfície definida ao longo da qual o movimento dá lugar (BIGARELLA, 2003). Sendo
estes movimentos, muitas vezes, considerados como sinônimos, não havendo por parte
de alguns autores clara distinção entre eles.
Na mesma linha Guidicini e Nieble (1984) consideram que devido à diversidade
de enfoque, complexidade dos processos envolvidos, e os múltiplos ambientes que
ocorrem, o tema escorregamento possui imensa dificuldade de análise e síntese. Essa
dificuldade existe, devido à falta de um sistema classificador aceito, conseqüência da
ausência de nomenclatura padronizada e da falta de definições básicas dos processos.
Devido a esses problemas ligados às variedades das classificações, o grupo
Internacional de Inventário Mundial de Deslizamento, elaborou um glossário multilíngue,
43
com os seguintes tipos de movimentos: quedas, escorregamentos, corridas,
tombamentos e espraiamentos. Para que assim houvesse uma homogeneização dos
diferentes tipos de movimento de massa, e das diversas classificações (FERNADES e
AMARAL, 1996).
Figura 4: Proposta de classificação de movimentos de massa
Fonte: Adaptada de Carson e Kirkby (1975) por Kobiyama et al. (2006).
Já no Brasil, segundo esses autores, são utilizadas mais as classificações
propostas por Guidicini e Nieble (1976), pelo IPT Instituto de Pesquisas Tecnológicas
do Estado de São Paulo (1991) e por Freire (1965), conforme quadro 1.
Neste trabalho foi utilizada para a classificação dos movimentos presentes no
setor central da Serra da Esperança, a metodologia proposta pelo IPT.
Quanto aos tipos, optou-se nesta fundamentação teórica por simplesmente
distinguir e definir basicamente os tipos genéricos, que estão na maioria das
classificações, que são os movimentos de rastejo, corridas,
escorregamentos/deslizamentos e quedas de blocos.
44
Quadro 1: Algumas propostas brasileiras para classificação dos movimentos de massa
Freire (1965) Guidicini e Nieble (1984) IPT (1991)
Escoamentos:
Rastejos e
Corridas
Escorregamentos:
Rotacionais e Translacionais
Subsidências e
Desabamentos
Escoamentos:
Rastejos e
Corridas
Escorregamentos
Rotacionais, Translacionais,
Quedas de Blocos (ou
tombamentos, basculamentos e
desmoronamentos) e
Queda de Detritos
Subsistências:
Subsistências, Recalques e
Desabamentos
Formas de Transição
Movimentos
Complexos
Rastejos
Corridas de Massa
Escorregamentos
Quedas/Tombamentos
Fonte: Adaptada de Fernandes e Amaral, (1996).
Org: Solange F. Vieira (2008)
3.2.1.1 Rastejo (ou reptação)
Para Bigarella (2003) rastejos são movimentos imperceptíveis ou muito lento,
vertente abaixo sob influência da gravidade, apresentando caráter mais ou menos
contínuo, causado por tensões relativamente baixas, mas de freqüência elevada.
Possuem, segundo Guidicini e Nieble (1984) limites indefinidos, podendo envolver os
taludes de uma região inteira, sem que haja diferenciação entre material estacionário e
o em movimento.
De acordo com Bigarella (2003), este movimento possui um significado amplo,
no entanto, se restringe apenas aos movimentos que ocorrem próximos a superfície,
referidos como reptação. No seu deslocamento pelos declives, as partículas passam
por recomposição sucessiva, tendo como resultante a descida da massa inteira.
Quanto à origem este processo pode ser originado por todas as forças que
fazem oscilar a posição das partículas, sendo assim suas causas variáveis. Essas
causas podem ser: variações sazonais de temperatura e umidade, pela cristalização e
dissolução de solutos, pelo congelamento e degelo, pela alternância de períodos
úmidos e secos, pisoteio de animais, pelo crescimento das raízes das plantas e ações
45
humanas (BIGARELLA, 2003). Mas também o rastejo pode ocorrer em solos que se
deformam pelo próprio peso, principalmente em solos argilosos.
Rastejo, de acordo com Guidicini e Nieble (1984), se diferencia do
escorregamento pelo mecanismo de deformação. No escorregamento o mecanismo é
de um sólido que tenha atingido a cedência ao cisalhamento, já o rastejo parece mais
com um líquido viscoso. Também os rastejos que atingem encostas mais íngremes,
principalmente em rochas, podem passar bruscamente ao estado de escorregamento.
Por outro lado, para que ocorra o rastejo é necessário que haja certa plasticidade
do material superficial. O início da movimentação geralmente ocorre quando há a
mudança no teor de água no material, por isso eles podem cessar em épocas de seca
ao se depararem com obstáculos que impedem o avanço do movimento (GUIDICINI e
NIEBLE, 1984
).
Quando o rastejamento é de rochas, ele é resultante de um
fraturamento de pequenos blocos próximos à superfície, seguido de um basculamento
vertente abaixo. Nos solos, o basculamento é de muros, cercas e troncos de árvores,
que se apresentam tortas seguindo a direção do movimento (BIGARELLA, 2003).
Portanto, de acordo com Soares et al. (1976, p.4) “todas as encostas estão
sujeitas a lento e contínuo movimento de rastejo”, pois quando se analisa a encosta, é
possível perceber, na grande maioria, que há alguns indícios (figura 5) que evidenciam
a presença deste processo, como: a) blocos movimentos da posição original; b) árvores
inclinadas ou troncos recurvados; c) camadas rochosas sofrendo variação brusca; d)
deslocamento de postes e cercas; e) trincas em muros, paredes; f) rodovias sofrendo
inflexões no alinhamento; g) matacões arredondados; h) linhas de seixos coberto por
regolito (SHARPE, 1938 citado por GUIDICINI e NIEBLE 1984).
46
Figura 5: Sinais que evidenciam a presença de rastejo.
Fonte: Sharpe (1938) apud Guidicini e Nieble (1984).
3.2.1.2 Corridas
As corridas são movimentos rápidos, associados à concentração dos fluxos de
água superficial, em certo local da vertente. Os materiais transportados se comportam
como um fluido altamente viscoso, podendo este movimento ser confundido com
escorregamentos (DIAS e HERRMANN, 2002; FERNANDES e AMARAL, 1996).
De maneira geral, as corridas são definidas por Guidicini e Nieble (1984
)
como
rápidas formas de escoamento, de caráter hidrodinâmico, gerado pela perda de atrito
interno devido à destruição da estrutura, causada pelo excesso de água. Esses autores
classificam as corridas de acordo com o grau de fluidez e material transportado,
podendo ser: corridas de terra, de lama, de areia ou de silte. Eles também definem
outro tipo de movimento, chamado avalancha de detritos como um tipo de corrida que
envolve neve e gelo, sendo as formas mais catastróficas de movimentos de massa.
Na mesma linha, MINEROPAR (2001) define as corridas de massa como
processo de escoamento de uma massa de solo ou de rocha, rápido, sendo que a sua
forma de deslocamento lembra um líquido viscoso, com deformações internas e
inúmeros planos de cisalhamento. A massa é composta de uma matriz viscosa de água
47
e argila e material mais grosseiro (areia, seixos, matacões). Tais corridas podem ser
classificadas em: corrida de lama, corrida de terra e corrida de detritos.
As corridas de terra são provocadas pelo encharcamento do solo, tanto sob um
período de chuvas fortes como em períodos de chuvas de menor intensidade, mas com
maior duração. Este movimento pode ocorrer em vertentes íngremes, mas também em
encostas de baixa declividade, assim percebe-se que o fator que mais influência são as
características de resistência dos materiais. Podendo afetar áreas pequenas até
extensões de vários hectares (GUIDICINI e NIEBLE, 1984; BIGARELLA 2003).
Por outro lado, essas corridas são movimentos típicos de áreas escarpadas com
solos rasos e grandes descontinuidades hidrológicas que possam permitir a saturação
ou poro-pressão positivas nos materiais, levando ao colapso na resistência de todo o
material. Como por exemplo, o caso ocorrido no Sul do Estado de Santa Catarina em
1995, observado nas figuras 6 e 7 (PELLERIN et al., 2002).
Figura 6 e 7: Corrida de
detrito de grande
intensida
de na fachada
atlântica da Serra do Mar e
no seu prolongamento na
Serra Geral, no Sul de
Santa Catarina.
Foto: Joel Pellerin (Dezembro de
1995).
48
Já as corridas de lama são mais rápidas que as de terra, devido a maior
quantidade de água. São produzidas pela lavagem e remoção dos solos durante
tempestades, que geram movimentos com grande fluidez (BIGARELLA, 2003). As
corridas de menor fluidez são denominadas de massas semifluidas, quando sua
velocidade é inferior àquela das corridas de lama, mas ainda superior a dos rastejos
(GUIDICINI e NIEBLE, 1984). As corridas de lama ocorrem em regiões semiáridas,
onde geralmente não há vegetação protetora da encosta, mas também em regiões
úmidas. Sendo características também de algumas atividades vulcânicas.
3.2.1.3 Escorregamentos (rotacionais e translacionais) e/ou deslizamento
Segundo Vieira (2004) o termo escorregamento é utilizado normalmente em
trabalhos técnicos. Já o termo deslizamento, possui caráter mais amplo e geral,
podendo ser considerado como desabamento, desbarrancamento, queda de barranco
(HERRMANN, 1999), portanto, com caráter mais popular.
Ao contrario Guidicini e Nieble (1984), consideram que o termo escorregamento
(e não o termo deslizamento proposto acima) é o mais usado para tratar todo e
qualquer movimento coletivo de materiais terrosos ou rochoso, independente das
causas, da diversidade de processos e demais características.
Por outro lado, é comum encontrar na literatura o termo deslizamento como
sinônimo de escorregamento e em alguns casos até mesmo como sinônimo de
movimentos de massa, como foi exposto anteriormente. Bigarella (2003), por exemplo,
foi um dos autores que também diferenciou escorregamento de deslizamento e/ou
desmoronamento. Nas definições feitas por Bigarella (2003), o autor define o termo
escorregamento como os movimentos rotacionais, e para os
desmoronamentos/deslizamentos os movimentos translacionais. Ao contrário desta
denominação Guidicini e Nieble (1984) definem escorregamentos, distinguindo os
mecanismos de ruptura deste processo que pode ser translacionais ou rotacionais.
Para Bigarella (2003) os escorregamentos se fazem ao longo de superfícies de
cisalhamento côncavas, as quais as massas apresentam comportamento rotacional.
São comuns nos mantos de intemperismo, de rochas duras fraturadas e em seqüências
de rochas siltico-argilosas. Também são movimentos uniformes, rotacionais que podem
49
ser muito ou pouco deformante. Já os deslizamentos e/ou desmoronamentos ocorrem
ao longo de planos de cisalhamento planares onde a massa em movimento tende a
fragmentar-se em blocos com movimento relativamente rápido. Nesse movimento, a
superfície é abrupta com grande quantidade de material envolvido e ruptura do terreno,
via de regra, envolvendo o manto de alteração. Sendo considerado, como os
movimentos mais comuns de remoção de massa, possuindo quase sempre
comprimento maior que a espessura da massa que se move. Estes processos são
desencadeados por intensas precipitações, mas também por alterações antrópicas que
favorecem o rompimento das condições de equilíbrio.
Por sua vez, Herrmann (1999) define os escorregamentos como rápidos
movimentos descendentes do material constituinte da encosta. Eles ocorrem quando o
equilíbrio e a resistência do solo ao cisalhamento
16
são rompidos. Suas causas podem
ser de ações externas, como cortes no sopé do talude; ou internas, como pelo aumento
da pressão intersticial e pela deteorização da resistência do solo (BIGARELLA, 2003;
GUIDICINI e NIEBLE 1984).
Outra definição é dada por Fernandes e Amaral (1996) que definem
deslizamentos como fenômenos naturais contínuos de dinâmica externa, que modelam
a superfície terrestre, mas também causam danos ao homem. Esse processo se
caracteriza como movimento rápido e de curta duração, com plano de ruptura bem
definido, distinguindo-se, desta forma, o material deslizado e o que não sofreu
movimento.
Juntamente com os autores acima citados, Vieira (2004 p.47) também considera
o deslizamento como um fenômeno natural, definindo assim como “um processo natural
geológico constituindo-se em um movimento gravitacional de massa intensivo, de
pequena duração e alta intensidade, condicionado e potencializado por vários fatores
naturais e sociais”.
Estes processos, de modo amplo, correspondem à própria dinâmica da evolução
das encostas, ou seja, quando as massas de solo formadas da alteração das rochas
16
“Cisalhamento: deformação resultante de esforços que fazem ou tendem a fazer com que as partes
contíguas de um corpo deslizem uma em relação à outra, em direção paralela ao plano de contato entre
elas” (MINEROPAR, 2001b, p.103).
50
atingem espessuras que podem ser críticas a estabilidade da vertente desaparece.
Depois disso os movimentos de massa podem acontecer isoladamente ou ocorrer
simultaneamente prejudicando regiões inteiras. Um exemplo são as encostas
montanhosas no clima tropical úmido, onde mesmo com a presença de vegetação,
ocorrem os deslizamentos. O problema se agrava quando estas áreas são usadas para
moradia ou quando o homem modifica de algum modo a encosta, deixando-a ainda
mais suscetível a esses processos.
Quanto à classificação dos mecanismos, os escorregamentos podem ser
classificados em dois tipos: os rotacionais e os translacionais. De acordo com Dias
(2000) e Dias e Herrmann (2002), os escorregamentos rotacionais possuem superfície
de ruptura curva, côncava para cima (em forma de colher), ao longo do qual se dá o
movimento. A presença de mantos de alteração espessos e homogêneos facilita sua
ocorrência. Na maioria das vezes, estão associados à percolação da água em
profundidade, onde iniciam-se algum tempo após a precipitação. Sendo que a causa
inicial, muitas vezes esta ligada ao corte da encosta por erosão pluvial ou pela
construção de estrada e moradia. As feições típicas deste tipo de movimento são as
escarpas de topos, fendas transversais na massa transportada e uma língua de
material acumulado na base da vertente.
Segundo Guidicini e Nieble (1984), o escorregamento rotacional de solo está
presente nas encostas brasileiras, geralmente mobilizando o manto de alteração. Estes
processos são catastróficos, devido ao súbito deslizamento do solo residual que
recobre a rocha, ao longo da superfície de ruptura, ou ao longo da própria superfície da
rocha. Para esses autores a força responsável pelo colapso, em princípio, é o peso da
cunha, enquanto a força resistente é a resistência ao cisalhamento ao longo do círculo
de ruptura. Eles ainda diferenciam escorregamentos rotacionais em de talude e de
base.
Por outro lado, os escorregamentos translacionais são definidos por Dias (2000)
e Dias e Herrmann (2002) como os mais comuns nas encostas cobertas por solos
pouco espessos. Possuem superfície de ruptura com forma planar, acompanhando,
geralmente, as descontinuidades mecânicas e/ou hidrológicas do material (exemplo as
fraturas). Esses movimentos tendem a ser compridos e rasos, associados a uma
51
dinâmica hidrológica mais superficial. Ocorrem frequentemente, durante eventos de alta
intensidade pluviométrica, devido à taxa de infiltração se tornar maior do que a taxa de
retirada de água do interior pelos fluxos subsuperficiais, havendo um aumento
excessivo da poro-pressão resultando na ruptura.
Já para Carvalho e Riedel (2005) a ocorrência de um escorregamento
translacional está intimamente ligada a altas declividades e vertentes retilíneas. Os
escorregamentos translacionais, de acordo com Guidicini e Nieble (1984), podem ser
subdivididos de acordo com o material transportado e as características do movimento,
sendo para eles: escorregamento translacional de rocha, escorregamento translacional
de solo, escorregamento translacional de rocha e solo, e escorregamento translacional
remontante.
17
Portanto, devido a essa grande confusão conceitual acerca dos conceitos de
deslizamento e escorregamento, onde alguns autores consideram como sinônimos e
outros procuram diferenciar, definiu-se nesta pesquisa utilizar o termo escorregamento,
com a definição dada por Guidicini e Nieble (1984). Estes autores descrevem os
escorregamentos de maneira geral, como movimentos rápidos de duração curta, com
massa geralmente definida quanto ao volume, onde o centro de gravidade desloca-se
para baixo e para fora do talude. Sendo que sua velocidade máxima depende da
inclinação da encosta, da causa que iniciou o processo e da natureza do terreno.
Podendo os escorregamentos ser subdividido (como já afirmado anteriormente) em
rotacionais e translacionais.
Todavia, neste trabalho, tanto o termo escorregamento como deslizamento serão
utilizados para descrever estes processos, que aqui são considerados apenas como
palavras diferentes, mas que possuem o mesmo significado.
De modo geral, percebeu-se que a maioria dos autores pesquisados considera a
gravidade como força dominante no movimento de massa. Entretanto, esses processos
também podem ser desencadeados pela interferência indevida do homem no meio, ele
cria condições que intensifica os fenômenos de deslizamento como na retirada da
17
Não serão feitas nesta fundamentação teórica, as descrições detalhadas de cada tipo de
escorregamento translacional, pois o objetivo é somente a descrição geral dos principais processos e sua
divisão.
52
vegetação, corte de talude para construção de rodovias, edificações dentre outras
modificações. Podendo também ser potencializado com as fortes precipitações.
3.2.1.4 Queda de blocos
As quedas de blocos são movimentos de queda livre de blocos e de lascas de
rochas, mobilizando um volume de rocha relativamente pequeno associado a encostas
rochosas abruptas ou taludes de escavação (por exemplo, cortes de estrada). Resultam
do avanço do intemperismo físico e químico, nas descontinuidades das rochas,
principalmente nas falhas, fraturas e bandeamentos. Esse movimento é responsável
pela decomposição esferoidal de rochas, dando origem a blocos e matacões envoltos
por um manto de alteração. Durante chuvas intensas e prolongadas, podem se soltar e
rolar encosta abaixo pela ação da gravidade. Esses processos são os principais
responsáveis pela formação de depósitos de tálus (DIAS e HERRMANN, 2002).
Na mesma linha, Guidicini e Nieble (1984, p.42) definem quedas de blocos como
uma ação de queda livre a partir de uma elevação, não havendo assim superfície de
movimentação. As causas são definidas por estes autores como:
[...] pela ação alternada de congelamento e degelo ao longo de fraturas ou
juntas, por ciclagem térmica em massas rochosas, por perda de apoio de
blocos causada pela ação erosiva de veículo aquoso, por processo de
desconfinamento lateral de maciços rochosos decorrente de linhas de entalhes
recentes, por alívio de tensão de origem tectônica (...) por empuxo hidrostático
ao longo das juntas verticais [...].
Dessa forma, nas vertentes
18
íngremes e altas, quando há amplas fraturas, pode
haver a queda de grandes blocos, que ao tombarem adquirem velocidade capaz de
espalhar-se sobre grandes áreas devido ao movimento de rolamento que espalha
esses fragmentos de rochas. Tais movimentos são mais freqüentes em encostas onde
as fraturas principais mergulham para fora da vertente, e também onde os blocos são
altos em relação à sua largura. Ocorrem quedas quando os declives se tornam mais
acentuados, aproximando-se da vertical, onde a alteração é pouco efetiva. Assim, esse
intemperismo incipiente desenvolve-se ao longo do sistema de fraturas e principalmente
18
Como vertente Fiori (1995a, p. 10) entende como “o espaço físico situado entre o fundo do vale e o
topo da crista ou divisor de água”.
53
ao longo das diáclases de descompressão, favorecendo a movimentação (BIGARELLA,
2003).
O mesmo autor afirma ainda que em encostas íngremes cobertas por
vegetação, em geral o movimento é rochoso, fazendo com que a cobertura de mata
seja rasgada e arrancada pela queda de blocos de rochas oriundos do alto da vertente,
resultando assim em uma cicatriz alongada de rocha sã exposta.
Estes processos também podem ser encontrados com freqüência, com as
denominações de tombamento, basculamento e ainda desmoronamento (GUIDICINI e
NIEBLE, 1984).
3.2.2 Condicionantes dos processos
Para Daí et al. (2002), no estudo da probabilidade de escorregamento, dentro de
um período de tempo especifico e dentro de uma dada área, é de primária importância
o reconhecimento das condições que causaram a instabilidade da encosta e os
processos que produziram a movimentação. Os fatores que os autores consideram são:
(1) as variáveis preparatórias, que são as características que deixam o talude suscetível
ao colapso, tais como geologia, aspectos e gradiente do declive, elevação,
propriedades geotécnicas do solo, cobertura vegetal, padrão de drenagem e tempo, e
(2) as variáveis de ruptura, modificam a estabilidade do talude e assim iniciando o
colapso na área, dada suscetibilidade, tais como fortes chuvas e abalos de terra. Essas
variáveis (deflagração ou de ruptura) mudam em um intervalo de tempo muito pequeno,
sendo difícil de estimar. Assim a probabilidade do escorregamento depende de ambos
as variáveis preparatórias e de deflagração. (Trad. Livre da autora).
Segundo Bigarella (2003), a estabilidade de uma vertente diminui quando sua
resistência ao cisalhamento também diminui. Mas também quando a força de
cisalhamento aumenta na mudança da geometria da vertente e não somente na
resistência, como é o caso desta pesquisa, onde a mudança da geometria do talude
para a construção da rodovia pode ter contribuído para a desestabilização da encosta.
Tanto a estabilidade como a evolução da encosta, estão ligadas com a
estabilidade do clima e com as condições tectônicas. Do ponto de vista geomorfológico,
é importante a evolução geológica e geomorfológica da vertente, sabendo o ângulo de
54
estabilidade, as relações com a estrutura e a natureza do subsolo. Já do ponto de vista
da engenharia, o importante é determinar qual o ângulo do talude de um corte que
possa afetar sua instabilidade (BIGARELLA, 2003). Como por exemplo, na construção
de rodovias, caso observado no setor central da Serra da Esperança e que não se sabe
se foi realizado estudo prévio antes de sua construção.
De maneira geral, os movimentos de massa são condicionados por complexas
relações entre fatores (SOARES et al. 1976, GUIDICINI e IWASA 1976, FIORI 1995a,
HERRMANN, 1999, FERNANDES et al., 2001; DIAS e HERRMANN 2002; BIGARELLA,
2003;) que são:
- geológicos (os aspectos litológicos; as fraturas e diáclases, xistosidade,
dobramento; estratificação; manto de intemperismo; características dos
materiais; circulação das águas; esforços cisalhantes e planos de cisalhamento,
dentre outros);
- geomorfológicas (declividade, tipo de modelado e forma da encosta);
-
climáticos (quantidade e intensidade da precipitação...);
- antrópicos (uso da terra; corte da vegetação);
- hidrológicos (a presença de níveis ou faixas impermeáveis que agem como
planos de deslizamentos).
Como afirmado inicialmente, foram analisados nesta pesquisa os vários fatores
condicionantes, porém, foi dada maior ênfase aos fatores geológicos e geomorfológicos
como principais condicionantes dos processos observados no setor central da Serra da
Esperança, e os responsáveis pela suscetibilidade a novas movimentações.
Na estrutura geológica têm-se as diáclases, falhas, fraturas e contatos litológicos
que atuam na desestabilização das encostas rochosas por facilitarem a circulação da
água e conseqüentemente a ação do intemperismo; junto a isso as encostas
declivosas. Somando-se a esses fatores, as precipitações que também modificam o
equilíbrio da vertente, e são considerados como os principais deflagradores dos
movimentos de massa, principalmente em encostas sem cobertura vegetal. A
vegetação, por sua vez, protege o solo do impacto da chuva, sem ela as encostas se
tornam ainda mais suscetíveis ao colapso e à erosão de maneira geral. Agravando esse
processo, a ação antrópica que modifica o equilíbrio natural da vertente, como por
55
exemplo, no corte da rodovia no setor central da Serra da Esperança, onde se observa
vários locais com queda de bloco e deslizamento que podem terem sidos
potencializados pelo corte vertical feito na vertente.
A seguir será apresentada uma síntese da cartografia e do geoprocessamento
com base nos aspectos geológicos e geomorfológicos, decorrente de sua importância
relevante na estabilidade das vertentes e no desencadeamento dos movimentos de
massa.
3.3 CARTOGRAFIA GEOLÓGICA-GEOMORFOLÓGICA E GEOPROCESSAMENTO
A cartografia geomorfológica é um meio de expressar as relações que existem
entre formas e espaço – distribuição, formas e tempo – cronologia, formas e forças
geradoras – dinâmica. A carta geomorfológica constitui um documento analítico original
que agrega dados necessários na descrição, na compreensão e na medida das formas
de relevo e sua dinâmica (JOLY, 1972).
Assim a cartografia temática se caracteriza como a melhor forma, segundo
Sobreira (2001), de representar e analisar a suscetibilidade aos processos geológicos e
os riscos conseqüentes. Podendo ter vários procedimentos e métodos, dependendo da
escala, do objetivo e dos processos que se pesquisa. Em geral, as técnicas mais
utilizadas são as do cruzamento de mapas temáticos, objetivando gerar um produto
cartográfico derivado, onde estejam representados os processos geológicos,
hierarquizada a suscetibilidade e avaliados os riscos decorrentes deles.
Desse modo, o estudo do sistema natural tem avançado muito nos últimos
tempos, concretizando-se na contribuição de aplicações imediatas e de grande
utilidade, como podem ser: as cartografias de áreas de risco potencial, o
estabelecimento de redes de informações e prevenção e inclusive a regularização do
sistema defensivo (GARCÍA-TORNEL, 1997). (Trad. Livre da autora).
A União Geográfica Internacional recomenda que a cartografia geomorfológica
deve apresentar quatro níveis de abordagem. Assim, devem ser anotados a
morfometria (altimetria, dimensões, desníveis, extensões); a morfologia (formas do
56
perfil, concavidades, convexidades, retilineidades, rupturas, topos, fundos de vale, etc);
a gênese (degradação ou agradação); a cronologia relativa (idade relativa das formas,
datação absoluta). Deve-se seguir uma organização na elaboração dos mapeamentos
geomorfológicos buscando-se uma certa lógica na execução dos mesmos
(RODRIGUES, 1998).
A seguir serão abordados os aspectos relevantes do mapeamento geológico e
geomorfológico, bem como considerações sobre as principais metodologias para
previsão de áreas instáveis.
3.3.1 Mapeamento geológico e geomorfológico
O conhecimento sobre os processos geomorfológicos é de fundamental
importância, uma vez que a abordagem consiste em reconhecer a incidência espacial
dos processos, suas intensidades e mudanças ao longo das vertentes. O mapeamento
das áreas de riscos morfogenéticos representa “um instrumento para se avaliar o uso
agrícola e a aplicação das técnicas de contenção dos movimentos de massa”
(CHRISTOFOLETTI, 2003, p. 421).
Argento (2003) afirma que o grande potencial na aplicação de mapeamentos
geomorfológicos está no seu interfaceamento com os projetos de planejamento, com
vistas à economia dos recursos investidos e mediante a prevenção de problemas
futuros.
Segundo Tomazzoli e Pellerin (2004), o mapeamento geológico-geomorfológico
é o pré-requisito básico para a caracterização de áreas de risco ou de sensibilidade
ambiental. Em encostas com risco de deslizamento, além dos tipos e espessuras de
cobertura pedogênica, é de fundamental importância o mapeamento e a caracterização
dos tipos de rochas e das estruturas geológicas. Sendo assim, os trabalhos de
cartografia com enfoque estrutural assumem papel de grande relevância.
Para Dai et al (2002, p.82)
19
:
19
The validation of landslide susceptibility mapping and its usefulness depends on the maintenance of
appropriate records indicating the magnitude and frequency of on-going landslide activity and its
relationship with terrain and triggering conditions. Although it is still only possible to predict slope failure in
most general terms and virtually impossible to forecast the location, magnitude and timing of specific
future events…
57
A validação dos mapeamentos de suscetibilidade a escorregamentos e sua
utilidade, depende do apoio de anotações apropriadas indicando a magnitude e
freqüência do inicio da atividade de escorregamento e o relacionamento com
as condições de solo e de ruptura. Embora, é ainda apenas possível predizer a
ruptura do talude em termos mais gerais, e virtualmente impossível prever a
localização, magnitude e adaptação de eventos futuros específicos [...] (Trad.
Livre da autora).
Em níveis mais gerais, de acordo com Joly (1972), os mapas geomorfológicos
colocam em evidência dados relacionados ao contexto geomorfológico dentro de toda
sua complexidade, sublinhando certos contrastes interessantes, como por exemplo, o
modo de dissecação do relevo e a dinâmica passada e atual destas dissecações, a
amplitude do relevo, características litológicas do substrato rochoso e de suas
deformações, dentre outros aspectos.
Para Tricart (1972), a concepção do mapa geomorfológico detalhado consiste em
definir os processos dentro de seu quadro litológico e temporal e precisar os produtos
existentes entre eles. Contendo os diversos aspectos dos fenômenos que devem ser a
base de uma ação de conservação.
Desse modo, a utilização de mapas geomorfológicos e geológicos contribui para
a elucidação de problemas erosivos e deposionais que venham a ocorrer em áreas de
grande extensão, assim como viabiliza a elaboração de cenários de áreas de
instabilidade de taludes, de erodibilidade e de movimentos de massa. Como também
tem grande potencial de aplicação com os projetos de planejamento e prevenção de
problemas futuros (Argento, 2003).
Segundo Joly (1972) um mapa geomorfológico não é um fim nele mesmo, mas
sim um instrumento, uma técnica, um meio de recorrer e de apresentar informações
geomorfológicas. Sendo seu papel essencial o de dar uma visão imediata e completa
das formas do relevo, dos processos e dos produtos que resultam sua evolução. Eles
também constituem uma fonte importante de informações técnicas e servem de base
para mapas derivados. Sendo por esse autor considerado um instrumento de trabalho
de primeira ordem.
Com a automação, vários tipos de mapas passaram a serem construídos,
usando uma grande variedade de procedimentos e técnicas com diversas combinações
58
de levantamentos de campo, estereocompilações, fotointerpretação, análises
estatísticas e compilação temática em escalas pequenas (ITAME 2001).
De acordo com o Projeto RADAM BRASIL (1984) até 1968 a experiência sobre
mapas geológicos e geomorfológicos era pequena. Foi somente em 1969 com Ab'Saber
e Moreira que foram lançadas às bases e os princípios da cartografia geomorfológica
no Brasil. Esses autores afirmavam que um mapa geomorfológico deveria conter: 1)
base geológica; 2) fixação, delimitação e descrição precisa das formas de relevo; 3)
fixação da altimetria; 4) a representação dos domínios morfoclimáticos e
morfoestruturais; 5) representação da dinâmica da evolução geomorfológica atual.
Contudo, esta metodologia passou por adaptações que culminaram na sua
evolução, o primeiro tópico (representação da base geológica) foi suprimido dos mapas
geomorfológicos. O segundo critério teve problema, porque a delimitação, fixação e
descrição das formas do relevo estava relacionada à resolução do documento base. O
problema da altimetria foi solucionado pelo emprego das cores, que geralmente são
utilizadas para a representação da base geológica. Para a representação do quarto
item utilizou-se uma cartela integrada na legenda do mapa, para obter-se divisão de
áreas maiores. A representação das formas superficiais e da dinâmica geomorfológica
foram dois aspectos, de difícil solução para a escala, contudo duas alterações
ajudaram. A primeira foi à substituição da policromia por cores sépticas, as quais
passaram a representar as formas conservadas e as dissecadas em suas posições
altimétricas relativas; a segunda foi à simplificação da representação das formas
dissecadas, que passaram a compor três formas: colinas, cristas e interflúvios tabulares
(PROJETO RADAM BRASIL, 1984).
Essa foi uma das primeiras metodologias utilizadas no Brasil para a elaboração
de mapas geológicos e geomorfológicos, tendo como instrumento principal a imagem
de radar, a qual passou por diversas adaptações que geraram muitas mudanças, mas
que continua sendo utilizada como base para determinados estudos.
Segundo Argento (2003), os mapeamentos geomorfológicos ainda não seguem
um padrão predefinido na adoção de escala e de bases taxonômicas, por isso há a
dificuldade de um critério padronizado para a elaboração dos mapeamentos.
59
Por outro lado, o desenvolvimento dos estudos e mapeamentos geotécnicos vem
oferecendo informações e documentos valiosos para a compreensão da dinâmica
geomorfológica em áreas urbanizadas (CHRISTOFOLETTI, 2003).
No mesmo sentido, as modernas tecnologias servem de apoio para melhorar a
resolução do mapa final. O alicerce fundamental para um bom mapeamento
geomorfológico necessita de: uma boa base conceitual em Geomorfologia
atrelando as
formas resultantes aos processos geradores e modificadores dessas formas, uma
escolha adequada da legenda associada com a escala cartográfica e uma eficiente
interpretação visual das formas do relevo e de seus processos geradores. Isso ajudará
a posteriormente delimitação dos polígonos e a elaboração dos mapeamentos na
escala escolhida e por fim atividades de campo (ARGENTO, 2003).
De maneira geral, percebe-se que em diversos trabalhos que visam analisar
áreas suscetíveis a movimentos de massa a aplicação do mapeamento geológico e
geomorfológico é utilizada como ferramenta fundamental de estudo, de análise e de
representação.
Dessa forma, o geoprocessamento se caracteriza como um instrumento
poderoso para a investigação geomorfológica, permitindo tanto a análise setorizada
quanto a pesquisa integrada da atuação de processos geomorfológicos convergentes
no tempo e no espaço geográfico (XAVIER da SILVA, 2003).
Para Argento (2003), a utilização de softwares com resolução gráfica constitui
uma ferramenta de trabalho muito usada para a elaboração de mapas temáticos, por
exemplo, os mapas geomorfológicos. O uso de sistemas do tipo CAD (computer adviser
design) permite a conversão de dados analógicos/digital, associados aos sistemas de
gerenciadores de base de dados (SGBD) possibilitando a elaboração de mapas digitais
conjugando informações gráficas e não gráficas.
Com isso, a inter-relação com o geoprocessamento abre um grande mercado
para o uso do mapeamento geomorfológico, no qual se encontram acoplados softwares
que fazem a interface com tratamentos gráficos, que auxiliam a execução de
mapeamentos temáticos (ARGENTO, 2003).
Por fim, segundo Araújo (2004), pode-se dizer que o desenvolvimento das
tecnologias computacionais e suas aplicações gráficas tiveram um profundo efeito na
60
cartografia tradicional, revolucionando a forma de produzir e de apresentar mapas e
demais trabalhos.
3.3.2 Metodologias para previsão de áreas instáveis
Neste tópico serão apresentados os principais procedimentos encontrados na
bibliografia para estudo e mapeamento de áreas de risco, entre eles: a análise a partir
da distribuição dos deslizamentos no campo; mapeamentos heurísticos; modelo
estatístico; modelos determinísticos; zoneamento de risco, método Booleano
(operadores lógicos); Média Ponderada (lógica Fuzzy); e a proposta da Rede de
Estudos Sociais em prevenção de desastres na América Latina, denominada
DesInventar. Algumas destas metodologias se complementam, e são usadas muitas
vezes de forma combinadas nos mapeamentos de áreas suscetíveis a deslizamentos.
Para Fernandes et al., (2001) e Daí et al. (2002), os principais procedimentos,
utilizados na previsão de áreas suscetíveis a deslizamentos são: a) Análises a partir da
distribuição dos deslizamentos no campo; b) Análises a partir de mapeamentos
geomorfológicos e/ou geotécnicos; c) Modelos com bases estatísticas e d) Modelos
determinísticos. A seguir serão descritos cada um destes procedimentos.
a) Análises a partir da distribuição dos deslizamentos no campo (inventário) – a
hipótese desta metodologia é que a distribuição das cicatrizes, depósitos e
deslizamentos recentes, podem sugerir futuros padrões de comportamento das
instabilidades, como por exemplo, os mapas de inventário (dentre os autores, Guerra et
al. (2004) foram os que utilizaram no prognóstico e diagnóstico de movimentos de
massa em Petrópolis RJ). O inventário pode ser preparado pela coletânea de
informações históricas sobre eventos de escorregamentos, ou de interpretação de
fotografias aéreas com checagem de campo. O problema desta metodologia, é que não
identifica áreas que podem estar suscetíveis a escorregamentos a menos que já
tenham ocorrido na área;
b) Análises a partir de mapeamentos geomorfológicos e/ou geotécnicos
(Heurístico) – um mapa de suscetibilidade é elaborado a partir da combinação de vários
mapas temáticos, onde são dados notas e pesos aos fatores condicionantes da
instabilização, a partir da experiência adquirida. Este procedimento se tornou comum
61
nos últimos tempos, principalmente com o desenvolvimento dos SIGs (Sistema de
Informações Geográficas), mas ainda possui limitações para o uso generalizado.
Entretanto, esta metodologia é criticada pela subjetividade, pois depende do
conhecimento do problema pelo pesquisador, mas também pelos critérios que são
diferentes para cada especialista, dificultando a comparação;
c) Modelos com bases estatísticas (ou modelo estatístico) – foi desenvolvido com
o intuito de uma menor subjetividade. O princípio desta metodologia é a existência de
relações funcionais entre os fatores condicionantes da instabilização e a distribuição
dos deslizamentos, tanto atuais como os antigos. Estimativas estatísticas são feitas
para áreas comumente livres de escorregamentos, mas onde existe condição similar.
Acredita-se que os fatores que causaram a instabilidade em um certo local no passado
serão os mesmo que gerarão deslizamentos futuros. Os critérios e as regras de
combinações são baseados em fatos, ao invés da experiência do pesquisador,
necessitando de um extenso banco de dados, sendo isso raro na pesquisa brasileira.
d) Modelos determinísticos – são utilizados modelos com bases físicas que
controlam a estabilidade das encostas, sendo mais utilizado para áreas pequenas. A
vantagem desse modelo é quantificar fatores de segurança. As limitações estão
associadas ao conhecimento incompleto dos processos envolvidos e a dificuldade de
obtenção dos dados necessários para os modelos, principalmente quando usados para
grandes áreas. Ex: SHALSTAB é usado para previsão de escorregamentos rasos, que
utiliza o modelo digital do terreno, acoplado ao modelo hidrológico e modelo de
estabilidade de encostas, modelo aprimorado por Dietrich et al. (1993) citado por
Ramos et al. (2005) e Fernandes et al. (2001).
De maneira geral, observa-se que estas metodologias possuem limitações
quanto a aplicações e uso. A primeira se restringe somente a áreas onde já ocorreu
movimentação, a segunda possui caráter subjetivo, a terceira necessita de um extenso
banco de dados e a última há dificuldade de obtenção das informações necessárias
para os modelos. Assim cada pesquisador utiliza a metodologia que mais se aplica a
sua área, e de acordo com os dados que possui da mesma.
Westen (1993) citado por Fernandes et al. (2001) afirma que os procedimentos
descritos acima não incorporam a probabilidade de ocorrência de um certo evento em
62
um determinado momento e em local especifico. Sendo necessária a relação entre o
acontecimento dos deslizamentos e a freqüência de ocorrência de certos fatores que
causam a ruptura.
Van Westen et al. (1999), para o mapeamento de áreas de risco de deslizamento
propõem dois tipos de zoneamento de risco de deslizamento: um deles baseado na
Cartografia de risco direta no qual o grau de perigo é determinado pelo traçado
geomorfológico, baseado na experiência do pesquisador e do conhecimento das
condições do terreno; e outro na Cartografia de risco indireta, no qual modelos
estatísticos ou determinísticos são usados para predizer que áreas estão propensas
para deslizar, baseado na informação obtido da inter-relação entre fatores da paisagem
e da distribuição do deslizamento.
Segundo os autores a desvantagem principal da cartografia direta é que a
qualidade do mapa de perigo depende completamente da experiência, habilidade, e
compromisso do pesquisador que está mapeando. E frequentemente não são
apresentadas classes de risco no mapa de perigo, sendo expressado que o mapa foi
feito de acordo com a mente do pesquisador
.
Em relação ao modelo estatístico, Van Westen et al (1999) afirma que o
problema dos estudos de perigo/risco (hazard) de deslizamento baseado neste modelo
se deve ao fato de que os fatores que geram a instabilidade da encosta tem sido
generalizados para a área inteira. Ou seja, uma combinação de fatores como o tipo de
rocha, de declive e o uso do solo pode conduzir a instabilidade dentro de uma certa
área, mas isso pode não conduzir a instabilidade em outra. Segundo os autores, este é
um aspecto difícil de ser considerado na análise estatística. Por isso que mapas de
perigo derivados de avaliação estatística de perigo de deslizamento são mais
reproduzíveis quando são derivadas de valores dos dados, mais que do conhecimento
do pesquisador.
Por outro lado, Agnesi et al. (2003) acreditam que mapas de sistemas de
respostas passados ou mapas de densidade de escorregamentos não são possíveis
para prever novos deslizamentos. Sendo que outros métodos de investigação analítica,
matemática ou estatística, relacionados entre sistema de resposta e atributos
geomorfológicos, quando aplicados podem definir hazard models (modelos de
63
perigo/risco). Como também, os atributos geomorfológicos (mapeamento
geomorfológico), expressando os fatores de instabilidade (declividade, litologia,
densidade de drenagem, etc.), podem ser definidos todos os aspectos sobre a área
investigada. Assim, os modelos de hazard (perigo/risco) permitem indiretamente
estimar a sensibilidade de deslizamento para cada unidade mapeada com a mesma
qualidade. Essa qualidade dos hazard models (modelos de perigos/riscos) é de fato
testado pela avaliação estatística e a correlação espacial entre fatores de instabilidade
e atual distribuição de deslizamentos. (Trad. Livre da autora).
De maneira geral, o reconhecimento em detalhe de áreas de risco geológico-
geotécnico se caracteriza como um importante instrumento para diagnosticar e
programar as ações preventivas e emergenciais. Outro procedimento de previsão é a
utilização de cartas de zoneamento e cadastramento de risco, com ela é possível
otimizar as investigações necessárias e as formas de abordar os diferentes problemas
(FIORI, 1995).
Desse modo, o zoneamento se caracteriza como uma ferramenta fundamental
para a setorização das áreas que apresentam risco geológico. Com ele é possível fazer
a individualização, distribuição espacial e caracterização dos setores submetidos aos
níveis de suscetibilidade a acidentes geológicos, os quais mostram certo grau de
probabilidade de ocorrência. Facilitando assim a identificação do problema e as
alternativas de contenção correta na área identificada, e também fornecendo
informações de caráter geral (MIRANDOLA et al. 2004).
Este procedimento de zoneamento de risco geológico foi utilizado nas pesquisas
realizadas por Fiori (1995) nas análises de vertentes em Guaraqueçaba. O qual utilizou
mapas de declividade, de coberturas inconsolidadas e o mapa geológico para a
elaboração final do mapa de risco em função de fatores de segurança.
Foi também aplicado por Mirandola et al. (2003 e 2004) no diagnóstico das
situações de riscos geológicos associados a movimentos de massa, inundação,
solapamento e erosão na favela Real Parque (Zona Sul de São Paulo). Seus métodos
para o zoneamento de risco foram: identifição dos processos atuantes, avaliação da
suscetibilidade a acidente, distribuição espacial e delimitação dos setores de risco.
Posteriormente, realizaram o cadastramento dos setores identificados no mapeamento.
64
Finalmente, para a elaboração do zoneamento e da carta de risco geológico, eles
correlacionaram a carta de declividade e o mapa tecnógeno.
Essa metodologia de zoneamento de risco aplicado a problemas geológico–
geotécnicos
é relativamente recente, no entanto já é considerado um método útil e
rápido na cartografia de riscos geológicos urbanos e um importante instrumento de
gestão urbana (MIRANDOLA et al. 2003).
Por outro lado, em virtude da complexidade e da dificuldade em realizar mapas
de riscos de qualidade, tem-se elaborado no Brasil os mapas de suscetibilidade a
escorregamentos que muitas vezes são confundidos com mapas de risco.
Marcelino e Formagio (2004) testaram dois métodos de elaboração dos mapas
de suscetibilidade em Caraguatatuba-SP. O primeiro denominado método Booleano
envolve a combinação lógica de mapas binários, onde cada mapa pode ser entendido
como um plano de informação e sua combinação dá suporte a uma hipótese.
Inicialmente todas as classes dos planos de informações (PI) são reagrupadas em
favorável (peso 1) e não favorável (0), depois são somados os PIs e divididos pelo
número dos mesmos, sendo classificados em classe Não-favorável e favorável,
gerando-se assim o mapa de suscetibilidade booleano.
O segundo método é a Média ponderada, baseada nos mapas heurísticos, onde
cada mapa recebe um peso diferente definido de modo qualitativo, dependendo da
importância para a hipótese considerada, bem com suas classes. Segundo Alves
(2004) este tipo de cruzamento também chamado de “Fuzzy” ou Linear ponderada,
utiliza uma abordagem intermediária através do processo WLC (Cruzamento por
Ponderação Linear do Layers) do Idrisi. No cruzamento de layers seguindo o critério
WLC, o layer resultante é obtido pela média ponderada dos layers componentes.
De acordo com Marcelino e Formagio (2004), a desvantagem do método
Booleano se dá pela generalização excessiva, devido ao fato do fator preponderante na
definição das áreas favoráveis ser a presença de cicatrizes ao invés de considerar a
diversidade de parâmetros geoambientais. Outra desvantagem é a rigidez do produto
final, onde não é possível hierarquizar os diferentes níveis de suscetibilidade. Por outro
lado, esse método permite boa demarcação das áreas não-favoráveis a
escorregamentos, e também praticidade e simplicidade na execução do mapeamento.
65
Nessa mesma linha Alves (2004) afirma que esta abordagem tem o inconveniente de
tratar somente casos extremos o máximo (união) e o mínimo (na intersecção).
Quanto a Média Ponderada, Marcelino e Formagio (2004) afirmam que a
desvantagem está no caráter linear da ponderação das evidências e a subjetividade na
determinação dos pesos dos parâmetros. A grande vantagem é que o mapa ponderado
pode ser ajustado, permitindo graduar as classes de suscetibilidade, favorecendo a
priorização de medidas preventivas e o planejamento das situações emergenciais.
Portanto, de maneira geral, acredita-se que os métodos se tornam inválidos
quando o pesquisador que esta adotando-o não conhece nem a mecânica do processo
e tão pouco seus fatores condicionantes.
Por fim outro método, relativamente recente, que visa levantar (inventário) os
desastres e diminuir riscos e vulnerabilidades, mas também propõem unificação dos
conceitos, em especial na América Latina, é o método chamado DesInventar. Segundo
Velásquez e Rosales (1999) é uma proposta, criada pelo LA RED, ou seja, “A Rede de
Estudos Sociais em prevenção de desastres na América Latina”, que iniciou-se 1993
com o projeto de Inventários de Desastres, para construir capacidades de análises e de
representação espaços-temporais das ameaças, vulnerabilidades e riscos, para aplicar
na gestão dos riscos, desde da atividade de planejamento e mitigação até as de
atenção e recuperação. Nesta proposta participam vários pesquisadores, que propõem
um marco na unificação conceitual e metodológica sobre os desastres.
Os critérios básicos que guiam a metodologia do DesInventar são: interesse em
todo tipo de desastre, entendido como efeito adverso sobre as vidas, bens e infra-
estruturas; os desastres acontecem nas comunidades e nos entornos; a informação das
condições de exposições, vulnerabilidade e riscos, deve construir com variáveis e
indicadores mais homogêneos possíveis tanto em efeitos, como em fatores
disparadores, devendo haver uma linguagem comum (VELÁSQUEZ e ROSALES,
1999).
Segundo os mesmos autores, esta proposta é um instrumento de sistemas de
informações que permitem armazenar de maneira homogênea as informações sobre
todo tipo de desastres, acompanhado de um módulo de consulta, representação
geográfica, análises estatísticas e gráficos disponíveis nas bases de dados. Para o
66
armazenamento dos dados no sistema, o DesInventar possui uma ficha básica, onde
contem áreas temáticas, como: território, tipologia do evento, inclui também os efeitos
sobre as pessoas, dentre outros. Esta ficha dispõe de um conjunto de termos e
definições preestabelecidos. Como mostra a figura (8) a seguir.
Figura 8: Modelo da ficha Básica DesInventar.
Meio de conexão entre a informação
disponível sobre as características e efeitos dos eventos, e a base de dados.
Fonte: Velásquez e Rosales (1999)
Por fim observa-se a diversidade de metodologias e de procedimentos utilizados
em estudos de processos erosivos, em especial no mapeamento de áreas suscetíveis a
movimentos de massa. Por isso, cada autor busca aplicar em seu estudo a metodologia
que melhor se adapte a área pesquisada, também segundo os materiais (ex:
cartogramas digitais, dados da área) que possui e principalmente de acordo com o foco
do trabalho, sendo assim ao resultado que se espera chegar.
67
4. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS
Depois de analisadas as metodologias anteriormente descritas (tópico 3.2.2)
optou-se, neste trabalho pela utilização da metodologia de “análise a partir de
mapeamentos geomorfológico-geológico”, para analisar as áreas suscetíveis a
movimentação.
Para tanto, buscaram-se inicialmente mapas que servissem de base para a
confecção destes cartogramas, no entanto, o único mapa de aspecto físico encontrado,
que engloba a área de estudo foi o mapa Geológico do Estado do Paraná na escala
1:650000 e a carta topográfica Itapará na escala 1:50000. Desse modo, esta pesquisa
caracteriza-se como um trabalho inicial e talvez o único no setor central da Serra da
Esperança com escala de 1:25.000 (escala das fotografias aéreas) de mapeamento dos
fatores geológicos e geomorfológicos.
Desta forma o presente trabalho foi desenvolvido seguindo uma série de etapas
que incluíram: levantamento de dados sobre a área e pesquisa bibliográfica sobre a
referida temática; trabalhos de gabinete, nos quais procederam-se estudos
fotointerpretativos (geologia e geomorfologia) e montagem da base cartográfica;
sucessivas etapas de trabalhos de campo para checagem das informações obtidas na
etapa fotointerpretativa e para aplicação da metodologia de análise da resistência
global das rochas; ensaios laboratoriais; elaboração dos mapas temáticos e por fim a
confecção do mapa de suscetibilidade. Estes procedimentos são descritos a seguir.
4.1 ATIVIDADES DE GABINETE
Quanto aos levantamentos bibliográficos, um dos fatores iniciais limitantes foi
justamente à escassez de dados primários e a escala dos dados disponíveis, estes
quando existente são citados de modo geral em trabalhos de escala regional
20
.
20
Com exceção dos autores: Bigarella (1949...), Maack (1947) e Fernandes et al (1974) que apresentam
em seus trabalhos contribuições a respeito da geologia da Serra da Esperança, juntamente com as
68
4.1.1 Levantamento bibliográfico, de dados e material cartográfico.
Buscou se fundamentações a respeito dos conceitos que envolvem áreas
suscetíveis, classificações de movimentos de massa, fatores condicionantes que se
apliquem ao ambiente subtropical, sobre lineamentos estruturais, mapeamento
geológico e geomorfológico, modelagem do relevo, áreas de risco, sobre a geologia da
Bacia do Paraná, em especial da Formação Serra Geral, Botucatu, Fácies Pirambóia e
Formação Rio do Rasto, dentre outros tópicos que se fizeram necessário no decorrer da
pesquisa.
Também foram feitas pesquisas no arquivo histórico do Departamento de
História da Universidade Estadual do Centro-Oeste e na Biblioteca Pública Municipal de
Guarapuava, com o intuito de se fazer um levantamento dos processos erosivos, em
especial dos movimentos de massa, que ocorreram no setor central da Serra da
Esperança, entre os anos de 1940 e 1998. Para auxiliar neste levantamento foram
feitas entrevistas aos usuários da rodovia.
Quanto ao material cartográfico, buscaram-se fotografias aéreas, as quais foram
encontras em escala 1:25000, ITC-PR, tiradas em 15/07/1980, e a carta topográfica
analógica Itapará (Folha 22-V-D-III-4) elaborado pelo DSG, do ano de 1991, em escala
1:50000 da Região Sul, correspondente a área de estudo. Estas foram adquiridas junto
ao Instituto Ambiental do Paraná (IAP), localizado no município de Guarapuava - PR.
Foram também pesquisadas informações quanto à construção da rodovia, e
sobre possíveis estudos ambientais realizados na área de estudo junto ao DNIT
(Diretório Nacional de Infra-estrutura de Transporte) localizado na cidade de Ponta
Grossa - PR.
4.2 ATIVIDADES DE CAMPO E ATIVIDADES DE LABORATÓRIO
Para a identificação dos processos presentes na área, foi necessário um estudo
prévio sobre as formas de classificações e critérios utilizados pelos autores que
contribuições realizadas pela MINEROPAR (1998, 2001, 2007) no estado Paraná, como também o
trabalho de Vieira (2005) referente aos movimentos de massa, sendo estes citados na referida pesquisa.
69
estudam esse assunto. Assim, foi possível observar os movimentos e distingui-los,
devido as diferentes formas que se apresentam e ao material que transportam. Dessa
forma foram realizadas atividades de campo para:
- Cartografar a seqüência litológica e identificar as fraturas das rochas,
realizando medições das mesmas;
- Reconhecimento e levantamento dos diferentes tipos de movimentos de massa
presentes no setor central da Serra da Esperança e as diferentes escalas de
ocorrência;
- Análise dos afloramentos e das cicatrizes dos movimentos de massa: as
descontinuidades presentes nos mantos de alteração e nas rochas da área de estudo
foram levantados em campo através de análise de afloramentos e de cicatrizes de
movimentos de massa;
- Identificar os locais que ocorreram e que estão ocorrendo à movimentação;
- Aplicação da metodologia de “Classificação de resistência global de rochas”
proposta por Selby (1982);
- Auxiliar na fotointerpretação e na interpretação detalhada das formas de relevo,
sanando assim algumas dúvidas a respeito dos locais com movimentos de massa.
- Registro fotográfico em pontos relevantes para a caracterização da área
estudada;
- Coleta de amostras para realização de análises granulométricas;
- Os pontos de observação foram referenciados com a utilização de GPS
(Sistema de Posicionamento Global). Em campo foram utilizados instrumentos como:
bússola (com clinômetro), aparelho de GPS, martelo geológico e marreta, esclerômetro,
estereoscópio de bolso, câmera fotográfica, caderneta de campo, altímetro e sacos
plástico para embalagem, e transporte das amostras, bem como fita adesiva para
identificação das amostras.
Os trabalhos de campo foram realizados nos anos de 2006 (mês de outubro), e
2007 (março, junho, julho, agosto, setembro e outubro de 2007); com duração de
aproximadamente uma semana em cada mês. No primeiro ano a atividade de campo foi
realizada visando um reconhecimento geral e delimitação da área de estudo. Nas
etapas do segundo ano (2007), foi realizado o mapeamento geomorfológico e
70
geomorfológico, onde em vários pontos de observações foi possível reconhecer e
analisar as feições geomorfológicas, os afloramentos e as coberturas superficiais de
forma mais minuciosa. O deslocamento até a área de estudo foi feito de carro com
ajuda do Instituto Ambiental do Paraná e da Concessionária Caminhos do Paraná,
sendo percorrido a pé significativa parcela da área de estudo.
As observações foram descritas detalhadamente em caderneta, juntamente com
anotações das posições dadas pelo GPS (Sistema de Posicionamento Global).
4.2.1 Fotointerpretação geológica e geomorfológica em fotografias aéreas
Essa pesquisa utilizou, dentre os métodos propostos inicialmente, o de
fotointerpretação em fotografias aéreas
21
. Por fotointerpretação, Summerson (1954)
citado por Ricci e Petri, (1965) entende como a previsão do que não pode ser realmente
visto, portanto a interpretação geológica de fotografias aéreas não se diferencia de
certas interpretações de dados de campo. Estas interpretações são resultado da
combinação de raciocínio dedutivo e indutivo, baseando no princípio de causa e efeito.
A interpretação é baseada nas formas topográficas, nas diferenças de tonalidades, nos
padrões de drenagem, solo, vegetação, e qualquer outra expressão superficial da
estrutura geológica (RICCI e PETRI, 1965).
Para a fotointerpretação foram utilizadas: doze fotografias aéreas, na escala
1:25000, tiradas em 1980; estereoscópio de bolso e de espelho; papel vegetal (para
confecção de overlay) e posteriormente poliéster devido mudança de posição do papel
vegetal sobre as fotografias aéreas decorrente da exposição ao sol nos trabalhos de
campo.
Este procedimento se deu em duas etapas. Na primeira foi montada uma base,
em papel vegetal (overlays), para o apontamento das observações a serem realizadas
21
Segundo Ricci e Petri (1965) as fotos aéreas geralmente tem as cores branca e preta, que variam em
diferentes tons de cinza. Isso se chama tonalidade, ou seja, a matriz do cinzento com a qual ela aparece
registrada na fotografia. A tonalidade depende da natureza, cor, forma, estrutura e orientação da sua
superfície. A textura da foto é o modo de apresentação de um agregado de feições unitárias muito
pequenas para serem distinguidas individualmente. Por isso por meio da textura é possível diferenciar
duas feições com mesma tonalidade. A forma do relevo é de grande importância nesse tipo de
fotointerpretação, pois é por ela que muitas feições geológicas são reconhecidas. A drenagem
freqüentemente indica a estrutura do relevo e a capacidade de infiltração do terreno.
71
em campo, onde foram traçados: a hidrografia, a rodovia e as estradas, algumas
rupturas, feições, fraturas e possíveis limites litológicos. Na segunda etapa foi realizado
a fotointerpretação final, onde, com o auxílio do levantamento de campo, foram
identificados e delimitados os limites das formações rochosas, as feições morfológicas,
as descontinuidades, confirmações de canais de drenagem e cartografados os
processos ocorridos na área. Nesta etapa utilizou-se o material poliéster onde foram
feitos os desenho.
Os overlays finais serviram de base para a cartografia manual adaptada na mesa
de luz, conforme hidrografia da carta (o tópico a seguir descreve como foi realizado este
procedimento), e posteriormente sua digitalização em mapas geológicos e
geomorfológicos. Este procedimento foi realizado no laboratório de Cartografia e
Fotogrametria, do Departamento de Geociências da UFSC.
4.2.2 Mapa Planialtimétrico e Hipsométrico
O mapa Planialtimétrico foi utilizado como base cartográfica para esta pesquisa.
Elaborado a partir da carta topográfica analógica Itapará (Folha SG. 22-V-D-III-4), do
ano de 1991, em escala 1:50000. Inicialmente a carta foi escanerizada, depois a
mesma foi georreferenciada e vetorizada com a utilização do Software MicroStation
22
Descartes.
Depois de vetorizada a carta topográfica
23
, foi realizada a limpeza topológica
para a união de linhas e fechamentos de polígonos que durante a vetorização nem
sempre são fechados e unidos igualmente. Esta etapa foi realizada no software
Geographics (aplicativo do Microstation 95), para posterior edição final no programa
Microstation V8. Na edição foram inseridos os nomes das: localidades, das estradas,
22
MicroStation Bentley Systems, Versão 1995, Copyright . Inc. and Intergraph Corporation.
23
Segundo Castro (2000) a Carta topográfica possibilita a delimitação da área de estudo, oferece
elementos básicos de localização, como: elementos de referência, ligados aos sistemas de projeções,
caracterizados pelas coordenadas esféricas (lat./long.) e pelas coordenadas planas (UTM), elemento de
sistematização, caracterizado pela série cartográfica, e elemento de proporção, caracterizado pela
escala. Sobre esta base matemática se “assentam” elementos altimétricos,caracterizados pelas curvas
de nível e pelos pontos cotados, e, elementos planimétricos, caracterizados pela hidrografia, vegetação,
rede viária, entre outros.
72
dos rios, das fontes utilizadas, colocada a escala numérica e gráfica, os pontos cotados
e o título do mapa.
Este procedimento (de confecção da base Planimétrica) foi necessário devido à
falta de uma base cartográfica digital, sendo o único material cartográfico sobre a área
a carta analógica de Itapará na escala de 1:50000.
O problema inicial se deu devido à escala da base. Isso porque a mesma não foi
a mais adequada para este tipo de trabalho, no entanto a escassez de material
cartográfico fez com que fosse necessário inicialmente trabalhar com escalas diferentes
(fotografia 1:25000 e carta 1:50000) e com curvas de nível com eqüidistância de 20
metros.
Depois disso um outro problema ainda maior foi evidenciado, ou seja, a
imprecisão da base gerada, a qual tanto as curvas de nível como a hidrografia não era
compatível com os dados gerados com as fotointerpretações finais e com os pontos de
observações do campo.
Diante disso foi preciso realizar a retificação da base cartográfica. Para isso foi
necessária a utilização da mesa de luz, juntamente com a base cartográfica que foi
impressa na escala 1:25000
24
e com os overlays, os quais foram cartografados sobre a
base manualmente para posteriormente serem digitalizados no aplicativo Microstation.
Sendo assim, esta foi a solução mais viável e rápida para este tipo de problema.
Convém destacar que este procedimento não corrigiu todo o erro da base, mas
sim parte dele, pois o erro geométrico da posição das curvas continuou, devido à
escassez de tempo para a realização da correção da posição das curvas pela
representação cartográfica dos overlays. Reafirma-se, todavia, que este erro não foi
causado pela autora, mas sim oriundo da própria base analógica Itapará e que a
representação presentes nos mapas são verdadeiras, apesar das posições não serem
precisas. Desta forma, devido à falta de uma base confiável utilizou-se a mesma como
base, sabendo-se no entanto do problema que esta apresenta.
Por sua vez, o mapa hipsométrico foi construído apartir da base cartográfica
digital, as quais foram definidas as classes de altitudes em degrade de cor a cada 100
24
A base cartográfica depois de digitalizada foi impressa na escala das fotografias aéreas, ou seja, na
escala de 1:25000, sendo essa escala utilizada na elaboração de todos os cartogramas.
73
metros, ou seja, partindo da menor curva mestra que neste caso foi a 700 m até a maior
cota da área 1200 m. Posteriormente foi realizada a edição, no software MicroStation
V8.
4.2.3 Mapa de declividade e Bloco Diagrama
A topografia pode ser representada no computador, através do modelo digital do
terreno (GRANELL-PÉREZ 2001). E, a partir dele, gerar o bloco diagrama o qual serve
para ilustração da morfologia de uma determinada área.
Com a representação da superfície topográfica é possível obter as seguintes
informações, como: a distância vertical entre pontos, a inclinação de talude, a
construção de perfis, intervisibilidade entre pontos, elementos para o cálculo de áreas e
volumes, dentre outras. “A elaboração e criação de um modelo digital do terreno é
fundamental para a representação de uma superfície topográfica” (ITAME, 2001, p. 02).
Por conseguinte, a elaboração do mapa de declividade é de fundamental
importância em diversos ramos, como indicador para a avaliação do potencial de uso
da terra, como variável no diagnóstico agrícola, para orientar a escolha de técnicas para
a conservação dos solos, dentre outras (CHRISTOFOLETTI, 2003).
Dessa forma, tendo em vista a grande importância e aplicabilidade deste mapa, é
que foi confeccionado o mapa de declividade da área de estudo, o qual auxiliou na
análise e na denominação das áreas suscetíveis a movimentos de massa.
O Mapa de Declividade foi produzido a partir dos dados extraídos de um arquivo
vetorial em 3D, através do software Geoterrain (Geopak General), que utiliza como
plataforma CAD o MicroStation (Bentley Systems Inc.). Na produção desse mapa foi
utilizado um modelo TIN (Triangular Irregular Networks - Rede Irregular de Triângulos),
para gerar o Modelo Numérico do Terreno MNT, e gerar a representação das classes
de declividades de 0 a 7,99; 8 a 14,99%; 15 a 29,99%; 30 a 45% e >45%. Foram
usados os intervalos de classes similares aos utilizados por Dias (2000) e Cristo (2002).
Os mesmos dados utilizados para geração do Mapa de Declividades foram
importados como uma planilha (dat), através do software Surfer 8 (Golden Software
Inc.), permitindo assim que através de um modelo Kriging fosse criado um MNT que
74
originou o Bloco Diagrama para visualização do relevo da área de estudo. Para a
edição do mapa de declividade foi utilizado o software MicroStation V8.
4.2.4 Mapeamento geológico-geomorfológico
Neste trabalho foi realizado mapeamento geológico-geomorfológico em escala
1:25000, no setor central da Serra da Esperança, a partir do qual foram delimitadas as
unidades de relevo estruturalmente controladas, as quais podem estar associadas às
feições de relevo referidas como feições morfoestruturais. Essas unidades e feições
têm grande relevância, pois muitas vezes condicionam as atividades humanas e neste
caso podem estar associadas às áreas suscetíveis à movimentação.
Dessa forma, para realizar o esboço estrutural (mapa geológico) e o
mapeamento geomorfológico da área foram analisados mapa geológico do estado do
Paraná, fotointerpretação em fotografias aéreas na escala 1: 25000, observações de
imagens de satélites, juntamente com atividades de campo.
O mapa geológico do Paraná, apesar da escala (1:650000), auxiliou nos
trabalhos de delimitação litológica, bem como no conhecimento dos materiais do
substrato rochoso que compõem a área de estudo.
Foi também gerado a partir do MNT (modelo numérico do Terreno) no software
Idrisi, um arquivo com efeito de sombreamento no qual foi possível observar
lineamentos e traçar fraturas, que foram inseridas no mapa geológico.
Já os trabalhos de campo foram fundamentais para análises mais detalhadas na
área de estudo dos afloramentos rochosos, contato geológico, processos atuantes,
unidades geomorfológicas, formas de relevo e para interpretação e medição dos foto -
lineamentos. Todavia a grande dificuldade encontrada no mapeamento geológico e
geomorfológico se deu devido a pouca quantidade de afloramentos naturais,
decorrentes da densa cobertura vegetal e a extensa cobertura de aterros, realizada por
ocasião da abertura da rodovia.
O mapa base utilizado foi resultado da digitalização da carta analógica Itapará
em escala 1:50000, a qual foi ampliada para impressão para a escala de 1:25000
(escala das fotografias aéreas), onde esta apresentou as curvas de nível, a rede viária
e a hidrografia.
75
Deste modo, os procedimentos para elaboração do mapa geológico e
geomorfológico se deram da seguinte maneira: os overlays gerados pela
fotointerpretação e pelos trabalhos de campo foram transferidos a um mapa base
utilizando uma mesa de luz e posteriormente foram digitalizados no software
MicroStation Descartes, finalmente partiu-se para a edição no software MicroStation V8.
No mapa geológico depois de digitalizados os limites litológicos, foram fechados
os polígonos os quais correspondem as formações rochosas da área de estudo.
Posteriormente iniciou-se a limpeza topológica ainda no software Microstaton
Descartes, para finalmente iniciar-se a edição final do mapa geológico do setor central
da Serra da Esperança no Microstation V8
25
. Na edição foram inseridos os dados
correspondentes a altimetria, provenientes da base planimétrica.
No mapa geomorfológico depois de vetorizados as feições morfológicas, foram
isolados os polígonos e fechados para posteriormente serem preenchimentos de
acordo com as unidades mapeadas. Feito isso, passou-se para a etapa de limpeza
topológica a qual se deu devido a erros que podem ocorrer no período que se esta
digitalizando as feições, neste processo excluiu-se as linhas duplicadas, uniu-se curvas
e corrigiram-se demais erros.
Posteriormente, iniciou-se a edição do mapa geomorfológico no qual foram
fechados os polígonos, acima destes colocados os símbolos das formas e processos
mapeados, editados e inseridos os dados correspondentes a altimetria e hipsometria,
provenientes da base planimétrica, e colocadas demais informações necessárias.
Sendo assim, tanto o mapa geológico como o geomorfológico foram os
resultados da junção dos arquivos dos elementos do mapa base com os arquivos dos
overlays finais.
Todas as fases da cartografia digital (mapa de localização, mapa planialtimétrico
com a localização dos principais processos, mapa hipsométrico, mapa de declividade,
mapa geológico, mapa geomorfológico e perfil estratigráfico) foram desenvolvidas no
Laboratório de Geoprocessamento do Departamento de Geociências da UFSC.
25
MicroStation Bentley Systems, Versão V8., 2006. Copyright . Inc. and Intergraph Corporation.
76
4.2.5 Perfil Estratigráfico
O perfil estratigráfico foi construído com o intuito de representação da
constituição geológica presente na área de estudo. Ele foi elaborado a partir de um
corte transversal, de um lado a outro, no mapa geológico. O software utilizado foi
MicroStation V8.
4.2.6 Diagrama de rosetas
O diagrama de rosetas foi confeccionado com base nas medições realizadas em
campo das fraturas e dos lineamentos traçados por meio de fotointerpretação em
fotografias aéreas e no arquivo gerado pelo MNT (modelo numérico do terreno) com
efeito de sombreamento, permitindo a melhor visualização das fraturas. Desse modo
foram elaborados dois diagramas, um com as diáclases amostradas em campo e outro
com as fotointerpretadas.
No software Stereo Nett
26
, foi criada uma tabela onde foram inseridas as
medições das fraturas já transformadas em azimutes (isso porque o arquivo não aceita
as medições tomadas em rumo).
Dentro da proposta do software optou-se em utilizar o diagrama com 18 classes
e com tamanho de 60 mm. O diagrama foi criado para compilação e ilustração dos
dados de lineamentos analisados no setor central da Serra da Esperança. Estes
procedimentos foram realizados no laboratório de Geologia do Departamento de
Geociências da UFSC.
4.2.7 Análises Granulométricas
Os estudos granulométricos são feitos para especificação da dimensão dos
diâmetros dos materiais detríticos, auxiliando na interpretação da morfologia terrestre,
na caracterização mecânica dos solos, dentre outras utilidades (GUERRA, 1966).
Nesta pesquisa as análises granulométricas realizadas foram para
caracterização do tipo do material que constitui as encostas da área de estudo, e
também para comparações dos resultados com as análises feitas por Bigarella (1949)
nos arenitos eólico e sub-aquático da formação Botucatu.
26
Stereo Nett Version 2.20. Shareware – Distribute freely Copyright Int. Fur Geologie, Germany, 1998.
77
Para caracterização granulométrica foram coletadas amostras pertencentes à
área de estudo. A análise do material coletado passou por várias etapas sucessivas.
Primeiramente as amostras foram levadas à estufa para secagem sob uma temperatura
de 60ºC, permanecendo por 24 horas para eliminar a umidade. Depois, a amostra foi
fragmentada em pequenos pedaços, sendo então os grãos desagregados com a ajuda
de um gral de porcelana e bastão.
Em seguida, o material resultante da moagem foi passado no separador e
posteriormente em um jogo de 12 peneiras de diâmetro 2 mm, 1,41 mm, 1 mm, 0,71
mm, 0,50 mm, 0,35 mm, 0,250 mm, 0,177 mm, 0,125 mm, 0,088 mm, e 0,062 mm. Nas
peneiras o material foi agitado, efetuada a separação o material contido em cada uma
das peneiras foi novamente pesado, tendo seu valor anotado. O material que passou
pelas peneiras e ficou no último suporte foi pesado, sendo este correspondente à fração
silte e argila, os quais não passaram pelo processo posterior de pipetagem. Separados
os grãos segundo os intervalos da escala de Wentworth
27
, os mesmos foram calculados
em porcentagem.
Os tratamentos dos dados e cálculos dos parâmetros estatísticos das amostras
foram efetuadas utilizando-se o software de Sistema integrado para análises
granulométricas SysGran 2.4. Nesse programa foi criada uma grade, sendo a linha
superior correspondente aos valores milimétricos Wentworth transformados em escala
Phi, e na coluna o número correspondente de cada amostra, posteriormente lançou-se
os pesos de cada fração correspondentes ao material peneirado.
Com os resultados obtidos das análises granulométricas, no SysGran 2.4 foram
construídos gráficos de freqüência acumulada das formações. Os quais serviram para
classificação textural das amostras das rochas sedimentares, fornecendo subsídios
para sua interpretação.
Tanto as análises granulométricas como os tratamentos estatísticos dos
resultados foram realizados no Laboratório de Sedimentologia do Departamento de
Geociências da UFSC.
27
Escala logarítmica de classificação granulométrica (diâmetro maior) dos fragmentos de sedimentos
clásticos (ou detríticos), dos mais finos para os mais grossos, criado em 1922 por C. K. Wentworth,
utilizando-se de peneira, no presente caso de 0,062 mm a 2.00 mm.
78
4.2.8 Aplicação da metodologia de Classificação da Resistência Global das
Rochas
Com o intuito de avaliar a resistência das litologias que compõem o setor central
da Serra da Esperança e levando em consideração que este fator poderia estar
influênciando nos deslizamentos nesta área, decidiu-se aplicar a classificação de
resistência global das rochas proposta e adaptada de Selby (1982). Desse modo, foram
necessários trabalhos de campo onde foram realizadas medições das direções e
inclinações dos lineamentos com bússola e clinômetro.
Para medir a resistência da rocha sã foi utilizado esclerômetro onde foram
efetuadas 15 medições em cada ponto, realizando, em seguida, uma média dos valores
apresentados. Em todos os locais em que foram executadas as análises, realizou-se a
obtenção das coordenadas dos pontos utilizando o GPS (Sistema de Posicionamento
Global) e anotações das peculiaridades relevantes de cada afloramento.
Cada critério avaliado (resistência da rocha sã; grau de alteração; espaçamento,
orientação, largura e continuidade das fraturas; e a presença ou não de afloramento d’
água) foi anotado em uma tabela com pesos e classes numéricas, como mostra o
quadro 2 e posteriormente o valor final somado, resultando no grau de resistência de
cada litologia a qual variava de muito fraca (peso final <26) até muito forte (peso final
91-100).
Quadro 2: Classificação da Resistência Global das Rochas.
Classificação de Resistência Global de Rochas
(pesos numéricos atribuídos ás classes)
Local e Data:
GPS: Foto:
1
Muito forte
2
Forte
3
Moderada
4
Fraca
5
Muito fraca
Resistência da
Rocha fresca
100-60
r: 20
60-50
r: 18
50-40
r: 14
40-35
r: 10
35-10
r: 5
Grau de
Alteração
Rocha sã
r: 10
Pouco
alterada
r: 9
Moderadamente
alterada
r: 7
Muito alterada
r: 5
Completamente
alterada
r: 3
Espaçamento
entre juntas
> 3m
r: 30
3-1m
r: 28
1-0,3m
r: 21
300-50m
r: 15
< 50mm
r: 8
79
Orientação das
Juntas
Muito
favorável.
Forte
mergulho p/.
dentro;
juntas
cruzadas
interconecta
das
r: 20
Favorável.
Mergulhos
moderado
s p/
dentro da
encosta
r: 18
Justo.
Mergulhos
horizontais, ou
quase verticais
(apenas p/ rochas
duras)
r: 14
Desfavorável
Mergulhos
moderados p/
fora da encosta
r: 9
Muito
desfavorável.
Fortes
mergulhos p/
fora da encosta
r: 5
Largura das
Juntas
< 0,1 mm
r: 7
0,1-1mm
r: 6
1-5mm
r: 5
5-20mm
r: 4
>20mm
r: 2
Continuidade
das Juntas
Nenhuma
contínua
r: 7
Poucas
contínuas
r: 6
Contínuas sem
preenchimento
r: 5
Contínuas, fino
preenchimento
r: 4
Contiínuas,
preenchimento
espesso
r: 1
Afloramento
d´água
Nenhum
r: 6
Traços
r: 5
Pouco
r: 4
Moderado
r: 3
Grande
r: 1
Pesos totais
100-91 90-71 70-51 50-26 < 26
Fonte: Adaptada de Selby (1982)
Para o parâmetro grau de alteração, foi utilizada em campo uma tabela base com
a descrição do que seria considerado em cada grau, e o seu peso correspondente
(graus) como mostra o quadro 3.
Quadro 3: Classe de grau de alteração da rocha.
Alteração das Rochas
Grau
Classe Descrição
5 Completamente
Alterada
A rocha foi descolorida e transformada em solo, porém há vestígios da
estrutura e da textura da rocha matriz. Podem ocorrer petro-relíqueas.
4 Muito Alterada
Rocha bastante descolorida; descontinuidades podem ser abertas e possuem
superfícies descoloridas. As estruturas nas proximidades das
descontinuidades podem ser modificadas, pois pelo menos metade da massa
foi decomposta e desintegrada a ponto de ser escavada com um martelo
geológico. Ocorrem petro-relíquias, embora não necessariamente justapostas.
3 Moderamente
Alterada
Rocha bastante descolorida, porém menos da metade da massa total é
decomposta e desintegrada. A alteração penetrou ao longo das
descontinuidades que podem ser zonas fracamente cimentadas por produto
de alteração ou de solo. As petro-relíqueas são bem individualizadas.
2 Pouco alterado
A rocha pode ser suavemente descolorida, sobretudo nas adjacências de
descontinuidades que podem estar abertas e possuir superícies ligeiramente
descoloridas. Não percebe-se diferença de resistência entre a rocha pouco
alterada e a rocha sã.
1 Rocha sã
Rocha matriz não apresenta nenhum descolorimento, nem perda de
resistência, assim como nenhuma evidência de efeitos da alteração.
Fonte: Adaptado de Selby (1982)
80
Já para o parâmetro orientação das juntas foi necessário fazer em campo a
medição com bússola e clinômetro das fraturas e depois comparar com a direção para
cada classe, de acordo com sua origem, utilizando uma tabela base (quadro 4).
Quadro 4: Orientação das juntas.
Origem da Junta
Tensão (rugosa) Cisalhamento (suave)
Muito desfavorável
Mergulho para fora da encosta: planar 30-80º;
aleatórias >70º
Mergulho para fora da encosta:
planar >20º; aleatórias >30º
Desfavorável
Mergulho para fora: planar10-30º; aleatória 10-
70º
Mergulho para fora: planar10-20º;
aleatória 10-30º
Justo
De horizontais à 10º p/ fora. Aprox. verticais
(80-90º) em rochas duras c/ juntas planares.
De horizontais à 10º p/ fora.
Favorável
Mergulhos variando de horizontais à 30º p/ dentro da encosta: nem todas as
juntas cruzadas estão interconectadas.
Muito favorável
Mergulhos superiores à 30º p/ dentro da encosta: juntas cruzadas pouco
desenvolvidas e interconetadas.
Fonte: Adaptado de Selby (1982)
4.2.9 Confecção do Mapa de suscetibilidade a movimentos de massa
Os resultados deste trabalho são apresentados por meio de produtos
cartográficos, os quais possibilitaram uma correlação para identificar e caracterizar os
processos atuantes, a fim de avaliar a suscetibilidade de ocorrência de movimentos de
massa e posterior delimitação dos setores suscetíveis.
Com os cartogramas digitais elaborados (mapa de declividade, mapa geológico
e mapa geomorfológico) foram feitos as análises e cruzamentos dos dados o qual gerou
o mapa de suscetibilidade a movimentos de massa da Escarpa da Esperança.
No software Idrisi
28
foi realizado o cruzamento booleano (descrito no tópico 3.3.2)
dos polígonos do mapa geológico com o mapa geomorfológico, resultando em um
arquivo que permitiu separar as litologias do planalto, da escarpa, da dissecação em
colinas, da planície aluvial e da várzea do planalto.
Depois disso foi analisado somente o setor que compreende a escarpa, visto que
este modelado foi o que mais apresentou movimentação na área de estudo e que
apresenta indícios de futuros processos. Este setor foi então cruzado com a área
correspondente do mapa de declividade e, desse cruzamento, 18 classes foram
28
Idrisi Source Code Copyright 1987-2001. Clark University. Versão 32.
81
reagrupadas. Feito isso foram atribuídos os pesos, no qual os basaltos da Formação
Serra Geral receberam o peso 1 (corresponde as mais resistente), a Formação
Botucatu peso 3 e o setor da Formação Rio do Rasto peso 5 (menos resistente). Esses
pesos foram atribuídos em função da resistência mecânica da rocha, constatada em
campo através do esclerômetro. O resultado destes cruzamentos foi o Mapa de
Suscetibilidade a movimentos de massa da Escarpa da Esperança.
Todo o trabalho de confecção dos mapas temáticos e do mapa final de
suscetibilidade foi feito nos laboratórios de Geoprocessamento e no de Cartografia do
Departamento de Geociências da Universidade Federal de Santa Catarina.
5. INVENTÁRIO E LEVANTAMENTO DOS PROCESSOS OCORRIDOS NO SETOR
CENTRAL DA SERRA DA ESPERANÇA
Este capítulo refere-se a duas abordagens, uma histórica realizada a partir do
material documental disponível e outra de levantamento em campo dos processos de
movimentos de massa ocorridos no setor central da Serra da Esperança.
5.1 Inventário dos processos ocorridos no setor central da Serra da Esperança
5.1.1 Deslizamentos e Quedas de Blocos
Foram realizadas pesquisas no arquivo histórico do Curso de História da
Universidade Estadual do Centro Oeste e na Biblioteca Pública de Guarapuava, nos
jornais: Folha do Oeste e Jornal Esquema do Oeste, no período entre 1940 a 1995. A
utilização dos mesmos se deu pelo fato de serem os únicos jornais existentes no
período pesquisado. Estas pesquisas foram feitas com o intuito de se inventariar os
processos ocorridos no setor central da Serra da Esperança.
Constatou-se que, em períodos de fortes chuvas, o trecho que vai de Ponta
Grossa em direção a Foz do Iguaçu, ou seja, no trecho de Guarapuava tornava-se
82
intransitável. Isso pode ser analisado no jornal Folha do Oeste do mês de junho de
1946, na reportagem da página 01, a qual relata que a estrada de rodagem que liga
Guarapuava a Ponta Grossa
29
“ficou intransitável devido as fortes chuvas, isolando o
município do resto do mundo devido a grande quantidade de lama presente na pista”.
O fato voltou a se repetir nos anos posteriores a 1946, quando as fortes chuvas
começavam e a estrada ficava impedida, chegando algumas vezes a passar mais de
oito dias intransitável.
Nos anos consecutivos, as únicas reportagens encontradas sobre a área
pesquisada foram quanto à pavimentação e conclusão das obras da nova rodovia BR-
35
30
(Ex: Folha do Oeste de março, abril, junho de 1958), e sobre o tombamento da
Serra da Esperança como reserva ecológica (Ex: Esquema do Oeste de janeiro e maio
de 1985; junho e setembro de 1986 e junho e dezembro de 1991).
Foi encontrada apenas uma única notícia a respeito de algum tipo de movimento
de massa, no Jornal Esquema Oeste de setembro de 1986, o qual relatou que o
desmatamento e as plantações no Morro do Chapéu resultaram em deslizamento de
pedras e em desmoronamento da terra que sustentava a vegetação. Sendo afirmado
nesta reportagem que “o morro do jeito que está não demora muito para desmoronar
(...) as árvores mais altas já caíram por falta de sustentação no solo” (p. 04).
Por outro lado, nas entrevistas realizadas aos usuários da rodovia, a realidade foi
um pouco diferente. Uma das entrevistadas afirmou que em 1984/85 (não lembra o ano
exato) ocorreu uma forte chuva resultando em um escorregamento, que interditou a
pista por aproximadamente 5 dias. Segundo a outra fonte, no ano de 1965 ocorreu
outro deslizamento, interrompendo o tráfego da rodovia por alguns dias.
29
Neste período era utilizada a Estrada Antiga como principal rodovia, sendo a qual se refere esta
reportagem. Esta estrada passa mais abaixo e ao norte da atual rodovia, sendo hoje pouco usada. Neste
período a atual rodovia BR 277, antes chamada de Rodovia Federal BR-35 e mais conhecida pela
designação Estrada Estratégica Ponta Grossa – Foz do Iguaçu, estava sendo construída.
30
Segundo informações passadas pelo DER-PR (Departamento de Estrada e Rodagens do Paraná) esse
trecho foi implantado em 1946 e sofreu diversas retificações de traçado para ser pavimentado no período
de 1961 a 1970, e ser executado cobrimento com lama asfaltica de 1974 a 1976.
83
Outro caso, e talvez uns dos mais importantes que se tem notícia na Serra da
Esperança se trata do deslizamento (processo 1 - Mapa 3
31
) ocorrido em abril de 1998
(figura 9), localizado no quilômetro 308,050 da BR 277 (margem esquerda sentido
Guarapuava), como já relatado anteriormente. Segundo entrevistas feitas aos usuários,
este processo foi de grande magnitude, deixando o trânsito interrompido por quase uma
semana. De acordo com os dados pluviométricos da estação pluviométrica de
Guarapuava-PR, o ano de 1998 ultrapassou as médias anuais (que na região são de
1800 a 2000 mm), chegando a precipitar o equivalente a 2455,6 mm, sendo somente no
mês de abril 518 mm de chuva, dos quais 221 mm caíram de forma concentrada em
apenas dois dias (23 e 24/04/1998
32
). Todavia, não se sabe com precisão se este
processo foi desencadeado em um desses dois dias, isso porque os entrevistados não
souberam contar a data exata e nos jornais pesquisados não foram encontradas
reportagens sobre este caso, mas os indícios levam a crer que sim, pela quantidade
precipitada em apenas 48h00, fato este não observado nos demais meses deste ano.
Fernandes et al (1974), em seu trabalhado intitulado “Estudos geológicos-
geotécnicos para estabilização de taludes de corte na BR 277 - Serra da Esperança –
PR” já afirmavam que as quedas de bloco e escorregamentos ocorriam frequentemente
na Serra, causando dificuldade de tráfego, colocando em risco a segurança e
envolvendo altos custos na manutenção da estrada. Em especial na cicatriz de
deslizamento os mesmo já relatavam como sendo uma área crítica.
A atual cicatriz originada pelos sucessivos deslizamentos possui uma extensão
de aproximadamente 75 m, sendo que na mesma estão ocorrendo novos processos de
queda de bloco do arenito Botucatu, no lado esquerdo (olhando de frente a cicatriz) e
direito queda de detrito do basalto alterado, juntamente com deslizamentos rasos
(figura 10 e 11). Estes processos atualmente iniciam-se no topo da vertente, vindo a
depositar na base da própria cicatriz, sem no momento atingir a pista.
31
Todos os processos levantados em campo e que são descritos neste capítulo estão espacializados no
mapa (3), denominado ”Mapa planialtimétrico da Serra da Esperança com a localização dos principais
processos de movimento de massa”. Sendo que as coordenadas de cada movimento encontram-se no
anexo 01.
32
Dados fornecidos pelo IAPAR da estação pluviométrica localizada em Guarapuava.
84
Nesse setor da cicatriz, Fernandes et al (1974) afirmaram que havia sucedido o
processo de escorregamento, que fora responsável pelo recuo do talude de corte
primitivo. Desse modo, evidencia-se que este ponto trata-se de um local de recorrência
de processos que teve sua maior possança em abril de 1998, depois de fortes chuvas.
Figura 9: Cicatriz de deslizamento de maior área exposta. Ocorrido em abril de
1998, nas margens da rodovia BR 277. Na figura é possível observar novas
movimentações dentro da cicatriz (d1 e d2 ver ampliação nas figuras 10 e 11, abaixo).
O detalhe selecionado é mostrado de modo ampliado na figura 12.
Foto: Joel Pellerin (março de 2007)
Figura 10 e 11: Reativação de processos na cicatriz de deslizamento de maior
área exposta. Queda de bloco (d.1) e queda de detrito do basalto alterado (d.2).
Foto: Solange F. Vieira (Junho de 2007)
d.1
d.2
Locais de reativação do processo na cicatriz
d.1
d.2
Massa basáltica
entre o arenito
85
Nessa cicatriz (figura 09), observou-se a ocorrência de uma massa de basalto
muito alterado dentro do Arenito Botucatu, e também em nível topográfico bem mais
baixo que o dos basaltos observados até o momento na área. Várias hipóteses
surgiram, todavia, segundo campo realizado com o professor Bigarella o mesmo
afirmou que se trata de um derrame. Nesse derrame foram observados pequenos
diques de arenito
33
(figura 12), originados de fraturas na lava em processo de
resfriamento, preenchidas por material eólico dunar e silicificadas pela lava que estaria
em processo de solidificação. Esta massa basáltica se apresenta bastante alterada
devido ao seu rápido resfriamento e o contato direto com o meio externo.
Este nível basáltico explicaria o deslizamento neste setor da encosta. Isso
porque, no topo está a Formação Serra Geral que compõem uma camada de maior
resistência, abaixo se situa o arenito Botucatu que quando comparado ao basalto
possui resistência menor, novamente outro nível mais resistente (representado pela
massa de basalto), e na base a menor resistência do Botucatu (se comparado com a
porção mediana)
34
.
Desse modo, devido a grande quantidade de precipitação, a água que chega na
encosta infiltra, saturando a rocha, que ao encontrar um nível impermeável ligado a
descontinuidade causada pelo basalto tem sua resistência ao cisalhamento diminuída e
desliza. Todavia, deve-se ressaltar que já em 1974 Fernandes et al. relataram a
ocorrência de deslizamento neste setor (cicatriz de maior área exposta nas margens da
rodovia).
As estimativas feitas por Vieira (2005) a partir dos dados digitalizados e
aplicação do Spring apontam para um volume de 6.267,51 m
3
de material mobilizado da
vertente e a área de 4.203,57 m² (figura 13) que corresponde à cicatriz do
deslizamento.
33
De acordo com Maack (1947) entre os lençóis eruptivos superiores acham-se bancos arenosos
cozidos, sendo preenchidas muitas fendas da superfície escabrosa do último lençol de lava com areias
eólicas, as quais, pela silicificação posterior, formam, de certo modo, diques de arenito na capa eruptiva.
34
No tópico 6.2.7 são apresentados os resultados da avaliação da resistência de cada litologia.
86
Figura 12: Derrame de basalto entre o arenito Botucatu. Localizado na cicatriz de
deslizamento de abril de 1998.
Selecionado na figura 09. Seta indica dique de arenito.
Foto: Solange F. Vieira (2007)
Figura 13: Bloco diagrama da Cicatriz de deslizamento de 1998
Fonte: VIEIRA (2005)
87
MAPA 3: MAPA PLANIALTIMÉTRICO DO SETOR CENTRAL DA SERRA DA
ESPERANÇA COM A LOCALIZAÇÃO DOS PRINCIPAIS PROCESSOS DE
MOVIMENTO DE MASSA, NA DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E
PRUDENTÓPOLIS-PR.
88
Também foi realizado levantamento topográfico na área da cicatriz, o qual
possibilitou visualizar a declividade, que na porção superior da encosta do local
movimentado é maior que 45%. Já na base da cicatriz a declividade diminui,
apresentando valores entre 0 a 3% e 3% a 8%, essa porcentagem vai aumentando à
medida que aumenta o recuo da vertente, ou seja, na porção mediana esse valor é de
20% a 45%, chegando a 45% no topo, como mostra o mapa 4. O mapa 5 ilustra a
altitude presente na área de estudo.
Mapa 4: Mapa de Declividade da Cicatriz de deslizamento 1998
Fonte/Org.: José C. Gardim e Solange F. Vieira (2005).
Dessa forma, observou-se que os movimentos de massa já ocasionaram
problemas na passagem da rodovia BR-277 em direção a Guarapuava diversas vezes
(ver capítulo 5), fato este comprovado pela pesquisa realizada em jornais e
principalmente pelas pessoas que utilizam com freqüência a rodovia. Um ponto positivo
é que até o momento não foram registradas vítimas fatais da atuação destes processos,
89
por outro lado, não se pode descartar a possibilidade de que isso venha acontecer caso
não seja tomada qualquer providência para reduzir ou amenizar a atuação dos
movimentos de massa no setor central da Serra da Esperança.
Atualmente, a deflagração destes processos depois de fortes chuvas tem se
tornado cada vez mais regular no trecho que compreende o setor central da Serra da
Esperança, gerando preocupações à concessionária “Caminhos do Paraná” que
administra a rodovia. Isso porque esta rodovia corta o estado no sentido Leste/Oeste,
sendo a principal rota de acesso da capital para os municípios localizados a Oeste do
estado.
Mapa 5: Mapa Hipsométrico da Cicatriz de deslizamento 1998
Fonte/Org.: José C. Gardim e Solange F. Vieira (2005).
Quanto ao inventário propriamente dito, não foi possível gerar a objetivada base
histórica dos processos de movimentos de massa ocorridos no setor central da Serra da
Esperança, devido à insuficiência de acervos que mencionem esses processos.
90
Todavia, mediante os trabalhos de campo foi possível mapear as áreas onde estão
sofrendo movimentação e as cicatrizes de antigos processos, os quais serão descritos a
seguir.
5.2 Processos que foram mapeados no setor central da Serra da Esperança
5.2.1 Processos mapeados nas margens da atual Rodovia BR 277
5.2.1.1 Deslizamentos e Quedas de Blocos
Atualmente, a Serra da Esperança tem sido palco destes processos modeladores
do relevo como observado no último dia 20/02/2007 onde, devido a forte chuva, um
deslizamento translacional raso (processo 2 - Mapa 3) e de pequena proporção (figura
14) fez com que o tráfego fosse suspenso por mais de 6 horas na área que
compreende o setor central da Serra da Esperança.
Próximo ao Planalto, logo na primeira curva da Serra, a aproximadamente 115 m
a 120 m da entrada da estrada antiga (ao Norte e abaixo da atual; figura 03) ocorreu um
deslizamento também translacional raso (processo 3 - Mapa 3), só que neste caso no
basalto alterado (figura 15). Este processo ocorreu entre meados de março e início de
junho de 2007
35
, pois nos campos realizados antes desta data não havia indício de
movimentação no local. Esta movimentação iniciou-se há mais ou menos 10 m de
altura, sendo que a chuva foi um dos fatores que fez com que esta área sofresse
deflagração, devido ao fato da mesma apresentar características físicas
preponderantes (declividade acentuada e material alterado pouco coeso) á ação destes
processos.
Outro fator que tem auxiliado na ruptura do equilíbrio do paredão rochoso do
Arenito Botucatu, principalmente nos afloramentos localizados nas margens da rodovia
é a cobertura vegetal. Ela difere do que muitos autores afirmam (GUDICINI e NIEBLE,
1984; GUERRA e CUNHA 2003; BIGARELLA 2003) quanto ao seu fator de proteção ao
35
Segundo relatório de incidentes fornecidos pela concessionária Caminhos do Paraná acredita-se que
este processo deve corresponde ao descrito no dia 22/05/2007, o qual obstruiu uma das pistas por quase
2horas.
91
solo. Fator este que tem auxiliado na movimentação devido ao papel desempenhado
através das raízes, que adentram a rocha pelas fraturas alargando o espaçamento
entre as diáclases e, com isso, a água da chuva percola esses espaços aumentando a
infiltração e alterando a rocha, ou seja, intensificando o intemperismo físico-químico.
Isso tente acelerar o processo de deslizamento raso (processo 4 - Mapa 3) e queda de
bloco (processo 5 - Mapa 3) no setor declivoso da Escarpa, como mostra as figuras 16
e 17.
Seguindo a descida na rodovia (em direção a Curitiba) a aproximadamente 15 m
das quedas de bloco citadas anteriormente, encontrou-se outra queda de bloco,
(processo 6 - Mapa 3) neste caso no paredão do arenito Botucatu com solo de basalto
(figura 18). Sendo que próximo desta queda de bloco há ravinas com escoamento
superficial, comprovando que durante os períodos de chuva há também escoamento
mesmo com a presença da cobertura vegetal.
Com efeito, ao lado da cicatriz de 1998, observou-se um grande anfiteatro de
deslizamento (processo 7 - Mapa 3), com aproximadamente 42 m de extensão, nesse
local estão ocorrendo novas movimentações.
Na grande curva antes da primeira ponte (Rio Tigrinho) na descida da Serra, está
ocorrendo queda de bloco (processo 8 - Mapa 3), onde o corte vertical no paredão do
Botucatu, as fraturas e as raízes das plantas tem condicionado a incidência deste
processo, principalmente neste setor da Escarpa. Na figura 19 é possível observar uma
lasca de rocha que se encontra suspensa, podendo cair a qualquer momento do
paredão do arenito Botucatu.
Por conseguinte, entre as pontes do rio Tigrinho e do rio São João (figura 20), na
margem da rodovia está ocorrendo queda de bloco e deslizamento do manto de
alteração do basalto e do arenito Rio do Rasto (processo 9 e 10 - Mapa 3). Neste trecho
de vertente íngreme e úmida, foi construído um murro de contenção para frear o
processo e conter os materiais mobilizados para que não cheguem até a rodovia.
Nesse mesmo setor da encosta foram mapeados vários locais com queda de
bloco e deslizamentos de pequena expressão (ilustrados no Mapa 3 - processos 11, 12,
13, 14).
92
Figura 16 e 17: Queda de bloco no Arenito Botucatu, nas margens da rodovia.
Nas
figuras é possível observar o papel das raízes da cobertura vegetal agindo no processo.
Foto: Solange F. Vieira (março de 2007).
Figura 15: Deslizamento raso no
basalto alterado.
Localizado na
primeira curva na descida da Serra, com
aprox. 3,5 m de altura.
Foto: Solange F. Vieira (Março de 2007)
Figura 14: Deslizamento translacional
raso no Arenito Botucatu. Próxi
mo a
cicatriz deslizamento de 1998.
Com aprox.
3m de altura.
Foto: Joel Pellerin (Março de 2007)
93
Figura 18: Deslizamento e queda de blocos no Arenito Botucatu.
Figura 19: Queda de Bloco no Botucatu, na curva antes da Ponte do Rio Tigrinho.
Fonte: Joel Pellerin (março de 2007).
Em uma chácara, depois da segunda ponte (do Rio São João) nas margens da
rodovia (direção a Curitiba), ocorreu um grande deslizamento rotacional (figura 21) (nas
coordenadas UTM 481029 e 7199741) que promoveu o soerguimento de parte da pista
Figura 20: Queda de bloco
no arenito Rio do Rasto e
deslizamento do basalto
alterado.
Encosta entre as
duas P
ontes (Rio Tigrinho e
São João). Ob
serva-
se o muro
de contenção nas margens da
rodovia (com aprox. 3 m de altura)
Fonte: Solange F. Vieira (outubro
de 2006)
94
de rolamento (processo 15 - Mapa 3). Neste caso, o eixo da rotação do processo devia
estar localizado na passagem da rodovia, sendo que a mesma foi erguida pela pressão
do movimento ocorrido a montante. Este processo se deu nas rochas de fraca
resistência e coesão da formação Rio do Rasto, a qual encontra-se coberta por um
pacote coluvial.
Figura 21: Deslizamento rotacional na Formação Rio do Rasto. Chácara as
margens da rodovia, depois da segunda ponte (São João) na descida da Serra.
Foto: Andrey Binda (Julho de 2007)
A passagem da rodovia deve ter favorecido este movimento, já que a mesma
parece ter sido construída no eixo do processo, por isso foi afetada pelo
escorregamento rotacional.
Depois da ocorrência do movimento foram colocadas manilhas para drenar o
fluxo da encosta e da área deslizada, no entanto, onde foi dirigida a desembocadura do
fluxo (na margem desta cicatriz) formou-se uma grande voçoroca devido ao material ser
pouco coeso e a quantidade da água ser agora concentrada. Segundo relatos do DER -
PR, as obras de engenharia empregaram a técnica de retirada do material da vertente
para estabilizar este deslizamento, também foi remanejado o material deslizado que se
encontrava nas margens da rodovia e que fazia pressão sobre a base da encosta, por
isso, devido a diminuição da sobrecarga, a encosta permanece atualmente estável.
Na margem contrária, bem em frente a este processo, foi mapeado um
deslizamento translacional raso de pequena proporção (processo 16 - Mapa 3) no corte
da estrada.
95
Por fim, para sintetizar os movimentos mapeados na margem da rodovia BR 277
foi elaborado um quadro (5) com o número correspondente do processo, o tipo de
movimento, o material onde se deu a movimentação, o impacto ou/e resultado, a fonte
da informação e o número da foto ilustrativa do processo.
Quadro 5: Deslizamentos e Quedas de bloco levantados nas margens da Rodovia
BR 277.
Deslizamentos e Quedas de bloco levantados nas margens da Rodovia BR 277
Processo Tipo Material Impacto/resultado Fonte Foto
01 Deslizamento
translacional
Arenito Botucatu Impediu o trânsito na
rodovia por quase 1
semana
Entrevista aos
usuários
9, 10, 11
e 12
02 Deslizamento
translacional
raso
Arenito Botucatu Pista interditada por
algumas horas
Atividade de
campo e
informações
concessionária
14
03 Deslizamento
translacional
raso
Basalto alterado Material na canaleta e
em uma das pistas
Atividade de
campo e
informações
concessionária
15
04 Deslizamento
raso
Arenito Botucatu Material sobre o
acostamento
Atividade de
campo
____
05 Queda de bloco Arenito Botucatu Blocos sobre o
acostamento
Atividade de
campo
16 e 17
06 Queda de bloco Arenito Botucatu
e detrito do
capeamento
basáltico.
Material sobre o
acostamento
Atividade de
campo
18
07 Deslizamento
translacional
Arenito Botucatu
e detrito do
capeamento
basáltico.
Provavelmente deve
ter obstruído a pista,
pela cicatriz que deixou
na encosta.
Atividade de
campo
____
08 Queda de bloco Arenito Botucatu Blocos suspensos,
risco de atingir carros
com novas quedas
Atividade de
campo
19
09 Queda de bloco Manto de
alteração do
basalto e arenito
Rio do Rasto
Construção de muro de
contenção para conter
o material mobilizado
Atividade de
campo
20
10 Deslizamento
translacional
Manto de
alteração do
basalto e arenito
Rio do Rasto
Construção de muro de
contenção para conter
o material mobilizado
Atividade de
campo
20
11, 12, 13
e 14
Quedas de
bloco e
deslizamentos
translacionais
de pequena
expressão.
Arenito Botucatu
e blocos de
basalto
Blocos rolados e
materiais mobilizados
no meio da mata.
Atividade de
campo
____
15
Deslizamento
Ro
chas da
Levantou o asfalto na
Atividade de
96
rotacional formação Rio do
Rasto
BR 277, depois foi
construído muro de
contenção.
campo e relato
de usuários.
21
16 Deslizamento
translacional
raso de pequena
proporção
Rochas da
formação Rio do
Rasto
Material na canaleta Atividade de
campo
____
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
Desse modo, enfatiza-se que a predominância dos processos nas margens da
rodovia foram de deslizamentos translacionais, também ocorreram com menor
freqüência quedas de bloco e deslizamento rotacional sendo este apenas um caso
levantado.
Quanto ao tipo de material, a maioria das movimentações foram sobre os
arenitos da Formação Botucatu, mas também nas rochas da Formação Rio do Rasto e
no basalto alterado.
Os maiores impactos foram causados pelo processo 01 que interrompeu o
tráfego por vários dias, e o processo de número 15 que soergueu a rodovia. Os demais
impactos e resultados foram predominantemente de material sobre a pista e de
construção de muro de contenção.
Já as informações foram coletas preferencialmente em campo, mas também
através nas entrevistas aos usuários da rodovia.
5.2.2 Processos mapeados nas margens da antiga Rodovia (ao Norte da atual)
5.2.2.1 Deslizamentos
Em uma propriedade localizada as margens da antiga rodovia foi mapeado local
com deslizamento do tipo rotacional (processo 17 - Mapa 3) (nas coordenadas UTM
0479732 / 7200921), em dois setores na mesma encosta (processo 18), onde o
material mobilizado trata-se de um depósito de encosta em área inclinada, situado na
porção mediana da encosta (figura 22).
Este processo foi levantado no dia 25/06/2007, sendo que segundo relato do
proprietário o processo ocorreu no depósito de encosta (figura 23) depois de um
período chuvoso ocorrido no final do mês de maio deste ano. Outro condicionante desta
movimentação foi o rio de pequeno porte que desce essa encosta, e está promovendo
97
uma aparente erosão remontante. Nessa mesma propriedade em um outro rio de 1º
ordem observou-se também um pequeno deslizamento translacional (processo 19 -
Mapa 3)
Após retornar ao local do estudo num período pouco superior ao de 30 dias
(28/07/07), constatou-se que o rio que até então possuía um porte pequeno havia se
transformado em uma cascata. Nesse momento foi possível observar o afloramento na
base da cascata do arenito da formação Rio do Rasto (figura 24).
Seguindo a estrada dentro desta mesma propriedade, foi observada uma antiga cicatriz
de deslizamento translacional (coordenadas do ponto UTM 0479845 / 7201935) (figura
25). Sendo que a mesma (processo 20 - Mapa 3) está sendo reativada, principalmente
na parte central, a qual segundo o morador já faz 3 anos que esta encosta vem
apresentando novos sinais de movimentações. Isso foi evidenciado em campo, onde
durante todo o percurso em direção a cicatriz observou-se blocos rolados, oriundos de
quedas do paredão acima, as rochas neste setor são de arenito Botucatu e no topo
basalto (figura 26). O relevo apresentou inclinação de aproximadamente 45º e densa
cobertura vegetal caracterizando-se como uma área de difícil acesso.
Com efeito, em outro local, localizado abaixo e na mesma encosta da cicatriz do grande
deslizamento de 1998 (todavia separados pela rodovia), está sofrendo movimentação
(processo 21 - Mapa 3) nas margens de um pequeno canal de 1º ordem que desce esta
vertente
36
.
Na figura 27 é possível observar (local selecionado) a extensão da área onde
está ocorrendo deslizamento translacional. O material mobilizado é do próprio depósito
da encosta, formado por blocos de basalto, seixos de várias dimensões, arenito
recozido e areia na base do canal
37
. Este processo está entalhando o depósito da
encosta e alargando as margens do canal, fato observado nas figuras 28 e 29. Em
certos setores deste canal o processo aparenta ser mais antigo, sendo que em alguns
36
Pontos coletados em diferentes locais dentro deste pequeno rio com movimentação: UTM 479898 /
7200400; 479905 / 7200419; 479935 / 7200450).
37
Estima-se que o volume do material mobilizado em um dos setores analisados foi de 3,5 m (cálculo no
centro do canal).
98
locais o canal se torna mais retilíneo e por vezes sem alargamento aparente nas
margens.
Figura 22: Deslizamento rotacional, no depósito da encosta.
Foto: Solange F. Vieira (Junho de 2007).
Figura 23 e 24: Deslizamento rotacional em dois setores da mesma encosta.
Sendo
um no depósito cortado pelo rio de pequeno porte (2 m de profundidade aproximadamente) e outro na
margem. Foto: Solange F. Vieira (Junho de 2007)
Rio
99
Figura 25: Cicatriz de deslizamento. Localizada em uma propriedade as margens da
antiga Rodovia abaixo da Serra.
Foto: Solange F. Vieira (Junho de 2007)
Nessa mesma encosta, a montante do ponto acima descrito, próximo à rodovia
e em frente ao grande deslizamento de 1998 (na figura 30), está ocorrendo
deslizamento no material do aterro proveniente da construção da rodovia. Trata-se de
uma grande área com duas cicatrizes distintas. Sendo que uma delas (processo 22 -
Mapa 3), localizada bem em frente à cicatriz de 1998, possui menor alargamento lateral
e aparenta ser um processo mais antigo.
Figura 26: Reativação da
cicatriz de deslizamento.
Foto
tirada dentro da cicatriz, nota-
se
a inclinação da encosta e os
blocos acima prestes a cair.
Foto: Solange F. Vieira (Junho de
2007)
100
Figura 27: Pequeno Rio
entalhando depósito de
encosta.
Localizado a jusante
da grande cicatriz de 1998.
Foto: Solange F. Vi
eira (Julho de
2007).
Figura 28: Detalhe do
processo de alargamento
das margens do canal,
decorrente do deslizamento
e da erosão das margens.
Foto: Andrey Binda (Julho de 2007)
101
Figura 30: Área com intensa movimentação e ravinamento. Na figura é possível
observar a localização e a extensão deste processo, logo abaixo da grande cicatriz de
1998. Note-se, então que estrada apresenta movimentação nas duas margens.
Fonte: Google Earth
Já a outra área localizada a aproximadamente 30 metros à esquerda da cicatriz
de 1998 (esquerda olhando de frente para a cicatriz) apresenta evidências de estar
Figura 29: Detalhe dos
materiais que compõem o
depósito de encosta.
Blocos d
e
várias dimensões de basalto e arenito
Botucatu.
Foto: Solange F. Vieira (Julho de 2007)
Cicatriz de 1998
Área com
deslizamento
102
mais ativa (processo 23 - Mapa 3), sofrendo progressivamente ampliação lateral acima,
sendo que mais abaixo vai afunilando-se. Nesse local há mais linhas de escoamento;
sendo que o material desta cicatriz está altamente úmido e em certos locais liquefeito.
Nestas cicatrizes os materiais movimentados são diversos, desde materiais finos (areia,
silte e argila) até matacões de basalto e arenito, trata-se, pois de um depósito de
encosta. De modo geral, trata-se de um setor preocupante por estar a poucos metros
da rodovia e por estar em movimentação.
Por fim, acredita-se que a área em frente à cicatriz de 1998 apresenta um alto
risco aos usuários da rodovia, afinal, a estrada se encontra em local de alta
suscetibilidade e, neste ponto em especial, com processos ativos nas duas margens.
Outro aspecto importantíssimo observado em campo, não somente neste local,
mas em toda a margem abaixo da estrada é o fato das canalizações feitas com
manilhas para drenar a água da rodovia. O problema foi que toda essa água é liberada
no material depositado, de pouca coesão e que se encontra em local de forte
declividade. Esse fator aumenta ainda mais a ameaça para a rodovia, frente aos
deslizamentos que podem vir a ocorrer na sua base. A soma dos fatores, alta
declividade, escoamento superficial concentrado, e material de depósito estão
facilitando a ocorrência deste deslizamento.
Isso foi observado também na encosta localizada na curva antes do rio Tigrinho,
na margem esquerda (em direção à Curitiba), esta encosta apresenta-se úmida, com
várias linhas de escoamento e com movimentação em todo o trecho (processo 24 e 25 -
Mapa 3). Este fato acaba por caracterizar este setor da encosta como crítico, visto que
a rodovia passa logo a montante e que a outra margem com paredão íngreme
apresenta problemas de quedas de bloco (como afirmado acima, processo 8).
Como pode ser observado nos processos descritos anteriormente, são vários os
locais com cicatrizes de movimentações e também áreas com suscetibilidade a
deslizamento. Um exemplo é o caso da antiga rodovia, localizada ao Norte atual, e que
apresenta indícios nas margens de uma movimentação superficial, a qual pode evoluir
para um grande escorregamento.
Para finalizar, no quadro 6 estão todas as informações referentes a cada um
destes processos levantados na antiga rodovia (ao Norte da atual rodovia).
103
Quadro 6: Processos mapeados nas margens da antiga Rodovia (ao Norte da
atual)
Processos mapeados nas margens da Rodovia antiga (mais ao Norte da atual)
Processo Tipo Material Impacto/resultado Fonte Foto
17 e 18 Deslizamento
rotacional
Depósito
de encosta,
sobre
Formação
Rio do
Rasto.
Prejudicando o plantio e a
utilização para criação de
gado.
Atividade de
campo e
conversa
com
proprietário.
22 e 24
19 Deslizamento
rotacional
Depósito
de encosta
Prejudicando a área de
plantio.
Atividade de
campo
23
20 Cicatriz de
Deslizamento
translacional
com
reativação
Arenito
Botucatu e
basalto.
Blocos rolados em toda a
encosta
Atividade de
campo e
conversa
com
morador.
25 e 26
21 Deslizamento
translacional
Depósito
de encosta
Entalhe da encosta muito
próxima a rodovia.
Atividade de
campo
____
22 Cicatriz de
Deslizamento
translacional
Depósito
de encosta
Cicatriz muito próxima a
rodovia, causando risco a
mesma.
Atividade de
campo
27, 28 e 29
23 Cicatriz de
Deslizamento
translacional
Depósito
de encosta
Reativação da cicatriz muito
próxima a rodovia,
causando risco a mesma.
Atividade de
campo
30
24 Deslizamento
translacional
Depósito
de encosta
Setor crítico, visto que a
rodovia passa logo a
montante
Atividade de
campo
____
25 Deslizamento
translacional
Depósito
de encosta
Setor crítico, visto que a
rodovia passa logo a
montante
Atividade de
campo
____
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
5.2.3 Processos Mapeados nas margens da antiga Rodovia (ao Sul da atual)
38
5.2.3.1 Deslizamentos e Quedas de Blocos
Próximo a entrada da rodovia antiga (ao Sul da atual), perto do posto de pedágio,
na margem direita do Rio Xaxim (na coordenada UTM 483634 / 7200256) foi mapeado
um deslizamento translacional raso no depósito de encosta (processo 26 - Mapa 3),
com largura entre 3 a 5m, como observado na figura 31.
Nesta mesma estrada, continuando o trajeto em direção ao planalto observou-se
um deslizamento raso dos arenitos (figura 32) da Formação Rio do Rasto. Este
38
Ver a localização na figura 03.
104
processo (processo 27 - Mapa 3) deve ter ocorrido entre os dias 01 a 06 de março de
2007. Com a movimentação vieram abaixo vários blocos do arenito e árvores,
impedindo o tráfego da estrada, como mostra a figura 33 (tirada no dia do
deslizamento).
Continuando o trajeto nesta antiga rodovia (em sentido a Guarapuava),
observou-se movimentação nos dois lados da estrada. Na margem esquerda (processo
28 - Mapa 3), o movimento é de queda de bloco que vem a depositar-se sobre estrada
sendo que em alguns casos cruza por sobre a estrada e rola encosta abaixo.
Já na margem direita, no sentido Guarapuava (em direção ao platô), o processo
é de deslizamento translacional raso (figura 34). Nesta margem (processo 29 - Mapa 3)
a situação é mais delicada por tratar-se de um trecho com forte declividade (ver mapa
de declividade da área), onde acumula-se o material proveniente do movimento acima.
Neste setor da estrada é considerável o risco de todo o trecho ceder, uma vez que todo
o material depositado já está sofrendo movimentação.
Outro processo mapeado foi próximo as nascentes do rio Cachoeira Branca, trata-se de
um deslizamento translacional e também queda de bloco no arenito Botucatu (processo
30 - Mapa 3).
Por conseguinte, todas as informações descritas acima, dos processos
levantados nas margens da rodovia antiga (ao sul e acima da atual) estão sintetizados
no quadro a seguir (7).
105
Paredão do arenito Rio do Rasto
Figura 32 e 33: Deslizamento do arenito
Rio do Rasto.
Margens da antiga rodovia
(ao Sul).
Nota-
se a obstrução do trânsito neste
local, devido aos blocos de arenito mobilizados.
Foto: Joel Pellerin (Março de 2007).
Figura 31: Deslizamento na
margem direita do Rio Xaxim.
Foto: Solange F. Vieira (Julho de 2007).
106
Quadro 7: Processos mapeados nas margens da antiga Rodovia (ao sul da atual)
Processos Mapeados nas margens da Rodovia Antiga (mais ao sul da atual)
Processo Tipo Material Impacto/resultado Fonte Foto
26 Deslizamento
translacional
raso.
Depósito de
encosta
Evolução natural da
encosta próxima a estrada.
Atividade de
Campo
31
27 Deslizamento
raso
Arenito da
Formação Rio
do Rasto
Obstrução da estrada Atividade de
Campo
32 e 33
28 Queda de
bloco
Arenito Botucatu
e Basalto
Obstrução da estrada, há
indícios que o traçado desta
estrada mudou devido aos
grandes blocos que vieram
a depositar-se sobre ela.
Atividade de
Campo
____
29 Deslizamento
translacional
raso
Depósito de
encosta
Risco que a estrada
movimente junto.
Atividade de
Campo
34
30 Deslizamento
translacional
e queda de
bloco
Arenito Botucatu
e basalto.
Blocos depósitos em toda a
encosta.
Atividade de
Campo
____
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
Figura 34: Deslizamen
to nas
margens da antiga rodovia (ao
Sul da atual).
Na foto ao fundo é
possível observar os depósitos de
blocos decorrentes das quedas do
paredão encosta acima.
Foto: Bigarella (Outubro de 2007)
107
Portanto, foi possível observar neste capítulo que o setor central da Serra da
Esperança como um todo, foi e continua sendo palco dos movimentos de massa, em
especial de deslizamentos, os quais na área de estudo são na grande maioria do tipo
translacionais, sendo também em menor incidência os rotacionais e quedas de bloco.
Com efeito, os deslizamentos rotacionais foram encontrados predominantemente
nos depósitos de encosta que tem como embasamento as rochas da Formação Rio do
Rasto, já os translacionais foram levantados tanto em rochas da formação Botucatu
como nas rochas da Formação Rio do Rasto; e por fim, as quedas de bloco
dominantemente deflagrados nos paredões dos arenitos Botucatu capeados por
Basaltos.
Quanto a posição dos processos, observou-se através do mapa de localização
que a grande maioria está localizada nas margens da rodovia, o que evidência-se que a
existência da estrada aumentou o grau de suscetibilidade natural a movimentação.
6. ANÁLISE DAS CARACTERÍSTICAS DO MEIO FÍSICO DO SETOR CENTRAL DA
SERRA DA ESPERANÇA
6.1 Fatores climáticos
Segundo Tricart (1972, p.168)
39
a água é um agente morfogenético essencial, ela
intervém na superfície do solo, dentro do meio hipodérmico e em profundidade. A
maneira como ela se move e o nível no qual trabalha influencia a cobertura vegetal e os
solos.
Para Fiori (1995a), a precipitação é um importante fator no controle do ciclo
hidrológico e, por conseguinte, da regulagem das condições geomorfológicas de uma
determinada região.
Dessa forma, as precipitações são consideradas importantes modeladores do
relevo, onde proporcionam a ação do intemperismo das rochas e caracterizam-se como
39
Tradução Livre da autora.
108
um dos fatores responsáveis pelos diversos processos erosivos que ocorrem nas
encostas. Por isso, para Guidicini e Nieble (1984) as chuvas são um dos aspectos a
serem considerados na tentativa de análise de condições que levam ao
desencadeamento dos processos de instabilização, ou seja, no aparecimento de
escorregamentos.
De maneira geral, os movimentos de massa são causados pela ação da água, a
qual em excesso faz o solo deslocar-se vertente abaixo. Isso ocorre após chuvas
prolongadas e principalmente em vertentes sem cobertura vegetal, o qual proporcionam
grande infiltração e rápido encharcamento do solo (GUIDICINI e NIEBLE, 1984).
Segundo Coelho Netto (2003), as características da pluviosidade que mais
afetam na desestabilização de uma vertente são: a intensidade da precipitação, as
quantidades de chuvas, e seus regimes sazonais ou diários. Por isso as variações
climáticas são capazes de provocar significativas modificações no equilíbrio das
vertentes, principalmente as mudanças da quantidade e regime de precipitações e
temperatura (LUIZ, 1996).
Soares et al. (1976), em estudos sobre movimentos de massa na Serra de
Maranguape, constataram que o elevado índice de pluviosidade na ocasião dos
escorregamentos teve uma atuação ativa, mas não pode ser considerada isoladamente,
pois anos anteriores tiveram precipitações superiores sem escorregamentos. Supõe-se
que ocorreram modificações substanciais na estabilidade dessas encostas e essas
modificações teriam sido motivadas pela ação antrópica, como construções de
estradas.
Este escorregamento também pode estar ligado à quantidade de precipitação
diária, pois determinados anos talvez tenham apresentado maiores totais pluviométricas
e não terem sofrido movimentação como em outros anos de menor quantidade anual
ter ocorrido o processo. Isso se deve a distribuição das chuvas no decorrer do ano e do
mês, ou seja, quanto choveu em determinado tempo. Pois se uma grande quantidade
de chuva cai em apenas um dia, é provável que cause mais problemas do que se a
mesma quantidade de precipitação ocorresse de maneira distribuída ao decorrer de
vários dias, ou seja, de forma gradativa. Por isso, não se deve considerar apenas o
109
total pluviométrico, mas sim em quanto tempo determinada quantidade de chuva se deu
e que condições se encontrava a área.
Na mesma linha, Guidicini e Iwasa (1976) consideram que somente o contínuo e
gradual aumento da saturação do meio por ocasião de uma estação chuvosa, por mais
intensa que seja, não chega a atingir um ponto crítico, porque se o grau de saturação
chegasse a esse ponto as encosta do sudeste brasileiro sofreriam freqüentes
catástrofes por força somente dos índices de pluviosidade acumulada. No entanto,
segundo Guidicini e Nieble (1984) no Brasil, se os índices de precipitação forem
superiores a 250 – 300 mm por dia, as chuvas com essa intensidade são capazes de
desencadear movimentos de massa praticamente em qualquer circunstância.
Portanto, percebe-se que não é somente a precipitação a maior responsável pela
deflagração destes processos, mas sim a soma de diversos fatores que resulta na
instabilidade da encosta. Como por exemplo, alta declividade, alteração antrópica,
material constituinte, características do substrato (fraturas, resistência das rochas),
podem levar a ruptura do equilíbrio em períodos chuvosos resultando na
movimentação.
No setor central da Serra da Esperança observou-se que a ocorrência dos
movimentos de massa está ligada a períodos de chuvas concentradas, todavia, não é a
precipitação a causa principal, mas sim apenas o elemento deflagrador deste processo.
A atuação da pluviosidade na ocorrência destes processos pode ser observada
na BR 277 no trecho da Escarpa da Esperança, como foi o caso do deslizamento
ocorrido em abril de 1998, quando a alta precipitação movimentou grande quantidade
de material que foi depositado na pista deixando-a intransitável por vários dias. No
entanto, esses processos têm voltado a acontecer nos últimos meses devido as fortes
chuvas de verão, como observado recentemente no Jornal Estadual do dia 20/02/2007,
onde foi relatada uma nova ocorrência de deslizamento na BR 277, setor central da
Serra da Esperança. Este processo, conforme o noticiário, interrompeu o tráfego por
aproximadamente 5h00.
Tendo em vista essa influência, objetivou-se inicialmente traçar uma correlação
dos dados pluviométricos com os processos que vem ocorrendo no setor central da
Serra da Esperança. Contudo não foi possível realizar tal correlação, devido ao fato de
110
os dados pluviométricos existentes na área serem fornecidos pelo IAPAR, o qual possui
sua estação pluviométrica em Guarapuava, a aproximadamente 35 km da área em
estudo.
Dessa forma poderia ocorrer uma chuva orográfica na Serra e, ao mesmo tempo,
não no Planalto, onde se encontra localizada a estação coletora em Guarapuava. Do
mesmo modo seria possível que a área de estudo permanecesse seca enquanto que
em Guarapuava estaria chovendo.
Durante as atividades de campo foi possível observar que em determinado dia
ocorreu precipitação na cidade de Guarapuava enquanto, na Serra o tempo continuou
seco. Essa diferença pluviométrica que existe entre esses dois locais dificulta a
utilização dos dados de pluviosidade desta estação, uma vez que eles podem não
apresentar a mesma percentagem de chuva.
Essa evidência foi comprovada quando o relatório de incidentes fornecidos pela
Concessionária Caminhos do Paraná (que administra este setor da rodovia BR 277) foi
analisado juntamente com os dados pluviométricos fornecidos pelo IAPAR. Isso porque,
onde estava relatado algum tipo de movimento na área, não foi registrado em
Guarapuava dados pluviométricos explicando a precipitação na Serra. Somando essa
falta de correlação entre precipitação e histórico de processos, seria necessário e
apropriado ter médias diárias por hora no setor central da Serra da Esperança, para
conhecer a intensidade da chuva e assim sua atuação nestes processos.
6.2 Característica dos materiais do substrato
A análise da geologia é de fundamental importância no estudo de locais
suscetíveis a deslizamentos, pois auxilia na identificação das áreas de resistência dos
terrenos, para os diferentes usos, os quais possuem suas bases nas rochas (CRISTO,
2002).
Neste trabalho, serão considerados predominantemente: os fatores estruturais
(as fraturas e falhas), litológicos (tipos de rochas, seus contatos e os mantos de
intemperismo).
111
A questão estrutural é de fundamental importância no estudo dos movimentos de
massa, sendo este um dos fatores condicionantes que se enfatiza nesta pesquisa. Para
tanto, é necessário buscar embasamento teórico juntamente com trabalhos de campo,
a fim de se chegar à resposta da atuação destes fatores nos processos de deflagração
dos movimentos.
Em relação a litologia, segundo Beavis (2000) citado por Silva et al (2003) ela
determina a intensidade de erosão e a estrutura geológica a sua localização e
orientação. Sendo que a litologia pode influenciar na erosão através das características
mineralógicas e texturais das rochas do substrato geológico e assim condicionar a
permeabilidade e o carreamento de partículas soltas pelo intemperismo. Ela também
influência na gênese do solo, onde as características herdadas da rocha matriz podem
deixar a cobertura pedológica mais suscetível a erosão (SILVA et al, 2003).
Desse modo, foi realizado mapeamento geológico no setor central da Serra da
Esperança com o intuito de conhecer as litologias presentes na área de estudo e
entender o seu grau de atuação nos processos identificados e nos locais com
suscetibilidade a movimentar.
Assim, foram realizadas fotointerpretações em fotografias aéreas na escala
1:25000 e várias atividades a campo para mapear as rochas basálticas da Formação
Serra Geral, os arenitos eólicos e subaquáticos da Formação Botucatu, os arenitos,
siltitos e argilitos da Formação Rio do Rasto, as planícies aluviais e as várzeas do
planalto bem como a disposição das fraturas e falhas da área de estudo.
Dessa forma, o mapa geológico (mapa 6) representa a síntese de toda a
geologia mapeada na área. Visto que o fator estrutural é de grande importância no
entendimento dos processos de deslizamentos levantados na Serra, bem como na
elaboração do mapa de suscetibilidade a movimentos de massa da Escarpa da
Esperança. Também foi elaborado um perfil estratigráfico que segue junto com o mapa.
Neste perfil é possível observar a seqüência litológica de uma seção transversal
feita de um extremo ao outro do mapa geológico (mapa 6), passando pelo planalto, pela
escarpa e pelo Morro do Chapéu, abrangendo algumas planícies aluviais e várzeas do
planalto. Sendo que as altitudes neste perfil variam de 700 m a 1200 m no topo do
platô.
112
MAPA 6 – MAPA GEOLÓGICO DO SETOR CENTRAL DA SERRA DA ESPERANÇA,
NA DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E PRUDENTÓPOLIS,
PARANÁ.
113
A elaboração deste cartograma exigiu árdua dedicação, devido ao fato de a área
de estudo estar coberta por densa cobertura vegetal, relevo íngreme com locais de
difícil acesso e, o que elevou sua complexidade o fato da área apresentar poucos
afloramentos. Tudo isso motivou a necessidade de inúmeras atividades de campo com
auxilio de fotointerpretação prévia.
Outra dificuldade enfrentada não somente neste mapa, mas também no mapa
geomorfológico, deveu-se à imprecisão geométrica da base que tornou extremamente
trabalhosa a passagem dos dados dos overlays das fotografias aéreas para a base, a
qual precisou ser adaptada para ser posteriormente digitalizada e editada.
Por outro lado, com os trabalhos de campo pode-se evidenciar a existência de
uma zona preferencial de deslizamento, além disso, registrou-se a ocorrência de locais
onde há heterogeneidade na mesma formação rochosa. Assim, partindo deste
pressuposto é que se iniciou a classificação da resistência das rochas que compõem a
área de estudo com base em Selby (1982).
Foram também realizadas análises granulométricas em amostras da Formação
Botucatu, tanto no arenito eólico como nos níveis conglomeráticos e na Formação Rio
do Rasto. Tais análises foram realizadas com o intuito de caracterizar o tipo de material
que constitui as encostas da área de estudo, a fim de evidenciar se o material era
somente arenoso e também com o objetivo de não multiplicar dados. Desta feita, foram
realizadas comparações dos resultados com as várias análises realizadas por Bigarella
(1949) nesta mesma área nos arenitos eólicos e sub-aquáticos da Formação Botucatu.
Por conseguinte, um aspecto importante a se enfatizar é a confusão quanto a
Formação ou Fácies Pirambóia
40
, que por muitas vezes é confundida com as rochas da
Formação Rio do Rasto. Por isso, a seguir é realizada uma discussão sobre essas duas
“formações” e sobre a seqüência litológica como um todo da área de estudo. Isso será
feito com o propósito de sanar possíveis dúvidas a respeito das rochas que constituem
a área de estudo e para se ter uma visão geral da Bacia do Paraná, em especial das
formações aflorantes no setor central da Serra da Esperança.
40
A autora não utiliza o termo formação Pirambóia, mas sim fácies Pirambóia ou arenito subaquáticas
para os depósitos localizados na base e entre o arenito Botucatu, sendo então, considerado aqui como
fácies da Formação Botucatu.
114
Assim, será descrita cada uma das formações geológicas representadas no
mapa iniciando pela base com a Formação Rio do Rasto, passando pela Formação
Botucatu e depois Formação Serra Geral; bem como pelas várzeas e planícies, e
finalmente os elementos estruturais mapeados neste trabalho. Por fim, serão
apresentadas às análises granulométricas e a classificação das resistências global das
rochas destas formações, as quais compõem a área de estudo.
6.2.1 Formação Rio do Rasto
A Bacia do Paraná compreende uma grande região sedimentar
41
da América do
Sul, a qual abriga uma sucessão sedimentar-magmática com idades entre o Neo-
Ordoviciano e o Neocretáceo. Esta bacia inclui porções territoriais do Brasil meridional,
Paraguai Oriental, nordeste da Argentina e norte do Uruguai, em uma área que
ultrapassa 1.500.000 km², e é caracterizada como uma bacia intracratônica, contida
inteiramente na placa sul-americana (MILANI, 2004, p.266).
No Paleozóico, a bacia do Paraná
42
esteve sob influência da invasão do mar, de
glaciação e de esforços tectônicos. Em distintos períodos foram depositadas
seqüências de estratos e camadas de sedimentos finos, como argilas, siltes e calcários
com centenas de metros de espessura; a partir do Triássico o mar regrediu e não mais
retornou. Em ambiente continental, rios e lagos se formaram e o clima foi se
transformando até se tornar inteiramente desértico. Foi nessa época que ocorreu novo
ciclo de sedimentação: na base da seqüência depositaram-se sedimentos arenosos,
argilosos, lacustrinos, fluviais (ROCHA, 1997).
41
Bacia sedimentar é a denominação dada para a depressão preenchida por sedimentos, carregados
das áreas circundantes. A estrutura dessa área é geralmente composta de estratos concordantes ou
quase concordantes, que mergulham normalmente da periferia para o centro da bacia. É uma área da
crosta que após ser deprimida, (segundo Maack, 1947 pelo peso do grande derrame eruptivo), e
recoberta pelo mar recebeu uma espessura significativa de sedimentos que se consolidaram (GUERRA,
1966; LEINZ e LEONARDOS, 1977).
42
A Bacia do Paraná, em sua área central tem espessura não menor que 5000m de sedimentos e
camadas basálticas, situada longe da faixa de perturbações orogênicas, sendo que suas camadas não
apresentam dobramentos apenas deformações locais relacionadas às falhas (ALMEIDA, 1983).
115
Um dos ciclos de sedimentação foi a da Formação Rio do Rasto
43
, presente na
base da área de estudo. Segundo Schneider et al. (1974) citado por Baptista et al.
(1984) esta formação é composta por sedimentos essencialmente clásticos de cores
variadas, situados estratigraficamente acima da Formação Teresina e abaixo da
Formação Botucatu. Compreendem siltitos e arenitos finos esverdeados e arroxeados,
e argilitos e siltitos vermelhos com intercalações lenticulares de arenitos finos
(ALMEIDA, 1983).
Gordon Jr. (1947 apud BAPTISTA et al. 1984) eleva o Rio do Rasto ao status de
formação e divide-o em dois membros: o superior denominado Morro Pelado (ambiente
deposicional estritamente continental, com sedimentos de lagos e planícies aluviais) e o
inferior Serrinha (caracterizando um ambiente marinho de transição entre os depósitos
de águas rasas da Formação Teresina e os continentais do Morro Pelado).
Segundo a MINEROPAR (2001), o Membro Morro Pelado está depositado em
ambiente fluvial e de planície deltáica, contém siltitos e argilitos avermelhados e
arenitos finos intercalados. O Membro Serrinha, desenvolvido em ambiente de frente
deltáica e planície de marés, contém siltitos e arenitos esverdeados muito finos,
micríticos e calcarenitos.
Entre as camadas calcáreas da Formação Terezina e as camadas vermelhas da
Formação Rio do Rasto desenvolve-se uma seqüência de horizontes sem carbonato de
cálcio, areno-argilosos, de coloração variável – avermelhados, esverdeados, violáceos
e amarelados –, cuja espessura varia entre 60 m e 70 m (MAACK, 1947).
Este autor distingue, portanto, na Formação Rio do Rasto as seguintes divisões:
uma formação de camadas areno-argilosas, de variada coloração que, em contraste
com os horizontes calcáreos e com os bancos de desagregação esferoidal de Terezina-
Serrinha, são isentas de calcáreos, desagregando-se em palhetas finas como folhelhos;
os diversos horizontes de cores alternantes são nitidamente limitados entre si. Como
limite inferior observa-se um horizonte argilo-arenoso, avermelhado, ou vermelho-
43
Maack (1947) afirmou que às camadas vermelhas Rio do Rasto foram inicialmente consideradas como
idênticas às camadas Santa Maria, todavia estas se situam mais alto no perfil estratigráfico, sendo
separadas inferiormente das camadas Rio do Rasto e superiormente do arenito Botucatu por
discordâncias de erosão.
116
violáceo, revelando evidentemente uma mudança das condições de sedimentação em
comparação com as camadas Terezina. Na base deste horizonte avermelhado
encontra-se uma leve discordância, limitada regionalmente, sob forma de uma linha
ondulada. O limite com as camadas Terezina freqüentemente é formado por um arenito
calcáreo cinzento, sendo em alguns pontos de difícil verificação na zona de
decomposição, em virtude da coloração semelhante aos folhelhos inferiores. E uma
seqüência de estratos limo-argilosos, notavelmente vermelho-castanhos ou
intensamente vermelhos, freqüentemente formando bancos compactos, desagregando-
se sempre em fragmentos mais grosseiros do que os folhelhos, finamente laminados.
Na área de estudo, o mesmo autor, encontrou Estheria ainda nas camadas
vermelhas do Rio do Rasto, a 19 m abaixo da base do arenito eólico Botucatu e 1 m
abaixo da base de um arenito fluvial, argiloso e vermelho, no pedestal da Serra
Esperança, no Paraná, e na Serra da Bocaina, em Santa Catarina. Maack denominou
estas camadas vermelhas do grupo Rio do Rasto de formação Poço Preto, em vista de
que naquele lugar foram achados, pela primeira vez, os filópodos.
Foram levantados, na área de estudo afloramentos com coloração violeta e
verde, provavelmente de fase síltica de areia de grandes planícies antigas (figura 35 e
36), onde os fluxos densos (provavelmente enxurradas) deixaram marcas de estratos
cruzados em meio ao afloramento. Segundo trabalho de campo realizado com o
professor Bigarella estas planícies podem ter sido de fase subaquática de nível raso,
pertencente à Formação Rio do Rasto. Também foram observados afloramentos com
níveis mais siltosos com alternância de camadas mais argilosas de coloração variável
desde laranja á vermelho, e arenitos finos com camadas brancas dominantes e
camadas amarelas que pode ser da alteração superficial (figura 37 e 38). Em certos
afloramentos desta formação observou-se manganês, oriundos da deposição do ferro
deixando traços escuros na rocha.
Também se constatou em campo, que esta litologia possui grande quantidade de
linhas de escoamento que estão entalhando a encosta, devido ao fato da mesma ser
predominantemente fina, pouco coesa e muito frágil o que confere a base da Escarpa
da Esperança um baixo grau de resistência, resultando com isso na atuação dos
processos modeladores do relevo, entre eles dos movimentos de massa.
117
Figura 35 e 36: Marcas de depósitos de grandes planícies.
Este afloramento está
localizado nas margens da antiga rodovia acima da Serra (ao Sul da atual).
Foto: Solange F. Vieira (Outubro de 2007).
Figura 37 e 38: Arenitos e siltitos/argilitos da Formação Rio do Rasto
.
Afloramento
na margens da antiga rodovia abaixo da Serra (ao Norte da atual). Afloramento do arenito
branco com aproximadamente 2,5 m de altura.
Foto: Solange F. Vieira (Junho de 2007)
Quanto a deposição da Formação Rio do Rasto esta é atribuída inicialmente a
um ambiente marinho raso (supra a infra-maré) que transiciona para depósitos de
planície costeira (Membro Serrinha) e passando posteriormente à implantação de uma
sedimentação flúvio-deltaica (Membro Morro Pelado)(ORLANDI FILHO et al. (2002).
Fluxos densos
118
Segundo o mesmo autor, esta Formação apresenta contato por discordância
erosiva com a Formação Botucatu que lhe é sobrejacente, e transicional com a
Formação Teresina, que lhe é subjacente. O contato entre os seus Membros Serrinha e
Morro Pelado é concordante e gradacional.
Na mesma linha, Maack (1947) diz que apenas acima dos horizontes vermelhos
do grupo Rio do Rasto e abaixo do arenito Botucatu pode ser observada a grande
discordância de erosão com o hiato entre o permiano e o triássico, faltando, tanto no
Paraná como em Santa Catarina, a formação Santa Maria.
Portanto, o período Triássico no Brasil Meridional, desde o Triássico Inferior até o
Médio, revela uma época de intensa erosão e denudação, da qual resultou, de um lado,
a discordância e o hiato entre as camadas Rio do Rasto e a Formação Santa Maria e,
por outro, entre o arenito Botucatu e as camadas rio do Rasto (MAACK, 1947).
6.2.2 Formação Botucatu
Cessada a deposição da Formação Rio do Rasto, sobreveio um ciclo erosivo de
proporções continentais, denominado Gonduana
44
(MINEROPAR, 2001). Onde acima
destes materiais (Rio do Rasto) formaram-se dunas em ambiente desértico que seriam
os sedimentos constituintes da Formação Botucatu. Entre as duas formações diversos
autores (CHANG e WU, 1993; BRIGHETTI 1994 apud ASSINE et al., 2004; LAVINA e
FACCINI, 1993; ASSINE et al., 2004; TANDEL, 1993) descrevem a existência de
depósitos interdunas ligados com rios efêmeros (BIGARELLA, 1949).
Washburn (1930) citado por Baptista et al. (1984) propôs a existência de uma
unidade inferior de arenitos fluviais
45
, diferente dos arenitos eólicos Botucatu,
denominado por ele como Formação Pirambóia.
De acordo com Chang e Wu (1993) a Formação Pirambóia é composta por
sedimentação eólica, com depósitos de dunas, interdunas e sandsheets que se
44
Todavia Gonduana não são somente as rochas depositadas depois da Formação Rio do Rasto, mas
segundo Maack (1947) sob a denominação de camadas gonduânicas dos continentes meridionais
entendem-se todos os depósitos, desde o carbonífero até o triássico, inclusive o espesso lençol eruptivo
básico do rético ou liássico. (grifo da autora)
45
Segundo Tandel (1993) os arenitos dessa “formação Pirambóia” geralmente são muito intemperizados,
em áreas planas o intemperismo atinge 15m de espessura. Estes arenitos passam a ter estrutura maciça,
com maior quantidade argila em relação ao não intemperizado, com cor amarelada à avermelhada.
119
intercalam com depósitos fluviais de rios efêmeros. Isto compõe uma faciologia
diversificada, com fácies de foresets de dunas e de caudas de dunas, fácies interdunas
úmidas, aquosas e secas, fácies de lençol de areia e de canal fluvial.
Segundo Brighetti (1994 apud ASSINE et al, 2004) em São Paulo há uma
sucessão sedimentar com tendência a condições progressivas mais áridas em direção
ao topo da unidade, sendo na parte inferior os depósitos de dunas associados a
interdunas úmidas e amplos lençóis de areia, que permite na parte intermediária
intercalações de arenitos de sistemas fluviais temporários.
Nesse sentido, Chang e Wu (1993) afirmam que essa faciologia é gerada por
sistemas de ergs e de extra-ergs da deposição, contrastando com a simplificada
Formação Botucatu de depósitos de dunas com grossas intercalações de depósitos de
interdunas secas. As características litológicas, como o grande porte das estratificações
cruzadas, a granulometria arenosa das lâminas e bimodalidade, permite considerar a
Formação Pirambóia como sido gerada pela migração de campos de dunas eólicas.
Os autores Chang e Wu (1993), e muitos outros citados nesta dissertação
(Washburn, 1930;...), somente consideram Formação Botucatu os arenitos eólicos,
todavia esta formação também é composta de rochas subaquáticas, oriundas de rios
temporários presentes em ambiente dunar. Desse modo, não se pode considerar estas
fácies como formação Pirambóia, tendo em vista que seus limites não são possíveis de
serem identificados, isso porque não estão somente na base do Arenito Botucatu, mas
entre os arenitos eólicos; e também pelo fato de não existir uma seção tipo
identificável
46
.
Assine et al. (2004, p.89) acreditam que a presença marcante de depósitos
interdunas, comumente de interduna úmida, permite interpretar que há o predomínio de
sistema eólico úmido. Segundo esses autores os sistemas eólicos úmidos “são
caracterizados por nível freático constantemente alto, com muitos depósitos de
interdunas úmida, onde podem ocorrer lagoas”.
As litologias pelíticas associadas representam acumulações de lamas por
suspensão em lagoas temporárias, nas regiões baixas entre as dunas. Nos depósitos
46
Segundo comunicação oral com o Prof. Bigarella, não há uma seção típica da chamada “Formação
Pirambóia”, e esta para ser considerada formação deveria ter um continuidade lateral significativa.
120
fluviais foram observados apenas os conglomerados, arenitos grossos a muito grossos,
médios e finos com grânulos ou intraclastos pelíticos no interior da laminação, que
mostram a atuação de correntes efêmeras durante as inundações (LAVINA e FACCINI,
1993).
Assine et al. (2004) afirmam que as fácies de canais fluviais, representados por
arenitos com seixos dispersos, às vezes conglomeráticos, intercalados entre as fácies
eólicas, comprovam a ocorrência de interação flúvio-eólica durante a deposição dos
sedimentos que deram origem à formação Pirambóia. Outro destaque é a ocorrência de
arenitos conglomeráticos de origem fluvial na parte superior da unidade. As
paleocorrentes destas fácies fluviais apontam mergulho deposicional da bacia para
oeste, indicando para um cenário paleogeográfico de leques de rios entrelaçados.
Nesses desertos, rios intermitentes avançam sobre as dunas durante as estações das
chuvas, retrabalhando e introduzindo sedimentos de granulação mais grossa, que
posteriormente são recobertos pelo avanço das dunas.
Há autores que confundem formação Rio do Rasto com as fácies Pirambóia,
chamando esta de Formação, como é o caso de Franzinelli (1973, p.232) a qual
realizou estudos no arenito Pirambóia no estado de São Paulo. A autora descreve como
Formação Pirambóia “os espessos bancos arenosos, entremeados por níveis argilosos,
silte-argilosos e siltosos, de cor amarelada-esverdeada, avermelhada a arroxeada”. Ou
seja, esta definição dada pela autora na verdade se refere à denominada Formação Rio
do Rasto descrita acima (tópico 6.2.1), e não aos depósitos subaquáticos que compõem
a base da Formação Botucatu. Outro indício que leva a crer que esta litologia seja na
verdade a Formação Rio do Rasto são análises granulométricas feitas nesta pesquisa,
os resultados correspondem a areias fina e média, ou seja, os mesmo encontrados
para as rochas da Formação Rio do Rasto no setor central da Serra da Esperança.
De acordo com Chang e Wu (1993) há autores que acreditam que o contato
entre as formações é discordante e está relacionado à tectônica que antecedeu o
rifteamento continental no final do Jurássico. Os arenitos grossos das dunas e os
arenitos conglomeráticos do topo da Formação Pirambóia comprovam, mostrando
mudanças no suprimento detrítico sentido nas regiões da borda da bacia. Já Soares
(1975) citado por Petri e Fúlfaro (1983) afirma que há uma superfície que separa
121
bruscamente essas litologias, tanto na textura como na coloração, mas em alguns
locais há passagem gradual entre os dois tipos de sedimentos. Este contato está
coberto por depósitos ao longo da Serra Geral.
Segundo Assine et al. (2004) esta formação aflora nos estados de São Paulo e
Paraná, mas possui ampla área de ocorrência, sendo reconhecida em subsuperfície em
grande parte da bacia. Maack (1947) comparou esta fácies fluvial, argiloso, vermelho,
com o chamado arenito Pirambóia do Estado de São Paulo. Por este motivo,
denominando esta formação no Paraná e Santa Catarina como fácies Pirambóia do
grupo Botucatu.
Por fim, Chang e Wu (1993), inferem que o evento responsável pelo fechamento
da sedimentação Pirambóia seguiu-se de um período em que grandes áreas
continentais foram submetidas à erosão eólica, esse hiato erosivo parece corresponder
a um intervalo curto de tempo que precedeu a Formação Botucatu. Segundo Rocha
(1997), depois desta época o clima tornou-se mais severo e toda a região transformou-
se num imenso deserto, com deposição de arenitos eólicos em sucessivos campos de
dunas, que compreende a Formação Botucatu.
Esta formação é datada no Jurássico Superior, estendendo-se a 1.000.000 km²
de área (MENDES, 1984). Abrange uma seqüência de arenitos avermelhados finos a
médio, com boa seleção e elevado grau de arredondamento dos grãos. Suas estruturas
sedimentares são predominantemente constituídas de estratificações cruzadas (figura
39) grandes e com espessura total na faixa de afloramentos de cerca de 50 m podendo
atingir em subsuperfície mais de 100 m (PETRI e FÚLFARO, 1983; MINEROPAR,
1988).
Trata-se, pois, de um deserto climático quente em área anticiclinal de relevo
baixo comparável ao Saara. A aridez, tal como ocorre na litologia da seqüência
sedimentar cresce para o alto da série, porque as fácies aquosas são mais freqüentes
na seqüência inferior de sedimentos que se intercalam nos derrames basálticos. As
fácies fluviais e de planícies aluviais indicam um ambiente com numerosos cursos
d’água pequenos, mas que tinham acesso ao interior da bacia, a qual transportava
detritos dos quais se formavam as dunas. Surgiam localmente lagos, antes do início do
vulcanismo. “As planícies aluviais eram transformadas em regs onde os seixos
122
abandonados pelos oueds eram trabalhados pela erosão eólica” (ALMEIDA, 1964 p.97).
Nas planícies avançavam as dunas alternando-se fácies eólica e aquosa no mesmo
local.
Figura 39: Arenito Botucatu. Nas fotos é possível observar os estratos cruzados
típicos de ambiente dunar.
Fonte: Imagens cedidas por Bigarella.
Segundo Baptista et al. (1984) a designação Formação Botucatu tem sido usada
para incluir toda a seção mesozóica pré-vulcânica. Na mesma linha Bigarella (1949)
considerada como Formação Botucatu a formação Pirambóia de fácies fluvial na base e
entre o arenito Botucatu senso stricto. Em informação (oral) Bigarella afirma que hoje
não considera mais como uma formação e sim como um depósito subaquático entre
dunas.
Por sua vez, Mendes (1970) citado por Baptista et al. (1984), afirma que várias
pesquisas demonstram serem dominantes as fácies subaquosas na Formação Botucatu
ao menos nos dois terços inferiores da sua espessura.
123
Tanto para Bigarella (1949) como para Maack (1947) a formação Botucatu
compreende arenitos tanto de fácies eólico como também de caráter sub-aquático,
compondo-se de arenitos grosseiros até conglomeráticos. Sendo uma da fácies eólica
de região desértica, e outra fácies fluvial correspondendo a antigos rios periódicos e
bacias sem escoamento situado no meio da paisagem das dunas.
Nesse sentido, Assine et al. (2004) afirma que os sistemas eólicos úmidos e
secos alternam-se no tempo, devido a mudanças nas condições climáticas, assim
havendo ciclos de melhorias com maior precipitação, promovendo elevação do lençol
freático no campo das dunas decorrentes do afluxo de água trazida por rios. Com isso
originam-se áreas de interdunas úmidas, alterando a dinâmica dentro do sistema eólico.
Na base, desta formação são encontrados arenitos grosseiros e conglomeráticos
de cerca 5 m de espessura, de origem fluvial pertencente ao Triássico-Jurássico
(MAACK, 1947, MINEROPAR, 1988). Um exemplo disso foi em São Paulo, onde foram
encontradas camadas de conglomerados ou pavimentos de seixos na base do Botucatu
(ASSINE et al, 2004).
Quanto à espessura, Maack (1947) afirma que a fácies fluvial Pirambóia do
arenito Botucatu mede, em média, 5 a 10 m de espessura, podendo atingir até 20 m. A
fácies eólica do arenito Botucatu revela espessuras variáveis oscilando entre 50 e 260
m. Na extensão total da Serra Geral, da Serra do Espigão e da Serra da Esperança, o
arenito Botucatu forma degraus e paredões.
Este fato também foi observado no setor central da Serra da Esperança, onde
foram encontrados níveis conglomeráticos (figura 40) no Botucatu predominantemente
no contanto inferior com a formação Rio do Rasto, todavia, estes já foram encontrados
entre as camadas do arenito eólico (BIGARELLA, 1949). Este indício é a prova de que
a Formação Botucatu mesmo tendo sido formada em ambiente de deserto pela
acumulação das areias eólicas apresentou escoamento fluvial, decorrentes de rios
efêmeros refletindo nos depósitos entre as dunas. Estes depósitos (chamados aqui de
níveis conglomeráticos ou depósitos subaquáticos) são oriundos do clima seco com
chuvas esporádicas, que tiveram período de escoamento difuso, que centraram estes
“seixinhos” junto à superfície e posteriormente foram recobertos pelo material coluvial.
124
Nas atividades de campo realizadas no setor central da Serra da Esperança,
Bigarella afirmou que esses níveis são por ele denominado como fácies Pirambóia
47
.
Contrariando os autores acima citados (WASHBURN, 1930; FRANZINELLI, 1973;
CHANG e WU, 1993; TANDEL, 1993) que se referem como formação, localizada
precisamente abaixo do arenito eólico Botucatu. Bigarella (informação oral), também
afirmou que estes níveis são fácies que se apresentam entre os estratos dos arenitos
eólicos, podendo conter níveis conglomeráticos grosseiros, como grânulos e até
pedregulhos (escala Wentworth) e estariam ligados as chuvas geradas pelos paleo-
ventos existentes no ambiente de deserto (figura 41).
Bigarella e Salamuni (1959) estudaram a direção dos paleo-ventos nos estratos
cruzados do arenito Botucatu nos estados de Minas Gerais, São Paulo e Paraná.
Segundo eles há diferenças marcantes na direção da circulação eólica nos estados de
São Paulo e Paraná, conforme sua posição estratigráfica, afirmando que o arenito infra-
trapp difere do inter-trapp quanto a direções dos paleo-ventos. Além disso, observaram
que os depósitos fluviais e lacustres são conspícuos em conjunção com os arenitos
eólicos, no norte do páleo-deserto Botucatu, contrastando com a inexistência desses
depósitos subaquáticos na porção meridional, ou seja, do norte de Santa Catarina para
o extremo sul do deserto.
Ainda segundo Bigarella e Salamuni (1959), a circulação eólica se fazia de N e
NNE nos estados de Minas Gerais e São Paulo, já no Paraná sofria uma importante
deflexão, onde os ventos passavam a circular para SW e W. Esta circulação da parte
meridional, ao atingir o estado do Paraná, também sofria uma deflexão passando o
vento a se dirigir para o NW. Desta forma, observa-se que o estado do Paraná se
tratava de uma área de transição para os ventos provindos de N e NNE, na região
setentrional, e igualmente para aqueles vindos de W e WSW na região meridional do
deserto.
Do que foi exposto pode-se resumir que o estado do Paraná compreendia uma
zona de convergência dos ventos, fato este que explica a existência destes níveis
47
Para Bigarella (informação oral) para que seja uma Formação é preciso que tenha uma drástica
discordância na base e no topo e que tenha uma representatividade lateral. Fato este não evidenciado
nos depósitos subaquáticos, que são pouco espessos e não afloram de forma continua.
125
conglomeráticos em ambientes de deserto. Isso porque a convergência dos ventos
gerava chuva, que carreava esses materiais e depositava entre as dunas vindo a formar
o que hoje acredita-se ser as fácies Pirambóia ou os arenitos subaquáticos, que são
encontrados principalmente sob, mas também entre os estratos cruzados do arenito
eólicos, ambos correspondentes a Formação Botucatu.
No mapa geológico (mapa 6) observa-se a faixa estreita que ocupam os arenitos
infra e inter-basálticos (eólicos e sub-aquáticos) pertencentes a série São Bento
(Botucatu), ao qual afloram em toda a frente da Escarpa Jurássica, ou como é mais
conhecida na região como Serra da Esperança, cortada pela rodovia BR 277.
Figura 41: Depósito
subaquático.
Nota-se na fig
ura
sedimentos típicos de ambientes
fluviais, decorrentes de chuvas em
ambiente de deserto. Amostra
coletada nas margens da rodovia BR
277, na base da Formação Botucatu.
Foto: Bigarella (Outubro de 2007).
Níveis
conglomeráticos
Figura 40: Aren
ito
subaquático.
Amostra
coletada na base do arenito
Botucatu, com níveis
conglomeráticos.
Foto: Solange F. Vieira (Março/
2007)
Níveis conglomeráticos
grosseiros
126
O arenito Botucatu foi encontrado na parte mediana da vertente e nas encostas
de muitos morros testemunhos, não muito distantes da cuesta. O arenito Botucatu
aflora na faixa de aproximadamente 900 m de altitude estendendo em alguns locais
mais 1000 m, ocupando na área referente 5,19 km² do setor central da Serra da
Esperança.
Evidenciou-se também locais de interderrames e arenitos recozidos e/ou
recristalizados, os quais comprovam que durante o derrame dos espessos pacotes de
lavas a duna continuava atuando, tanto penetrando fraturas como cobrindo derrames e
sendo estas depois novamente recobertas. Nos casos dos arenitos recozidos, a lava
fluida ao passar recozia o arenito da duna, em certos locais metamorfizando esse
arenito gerando assim um quartzito.
Por sua vez, o Morro do Chapéu
48
, ou Morro Morungava, ao lado da rodovia
atual BR 277 constitui o que é chamado de morro testemunho capeado pelos derrames
de basaltos, sendo que na sua base afloram os arenitos, siltitos e argilitos da Formação
Rio do Rasto. No mapa geológico não estão representada as fácies Pirambóia, visto
que aqui estas são consideradas como pertencentes a Formação Botucatu.
6.2.3 Formação Serra Geral
Posteriormente, já no início do período Cretáceo, quando ainda prevaleciam
condições desérticas, a bacia do Paraná foi afetada por intenso vulcanismo, onde
sucessivos derrames de lavas recobriram quase todo o deserto Botucatu. O vulcanismo
foi acompanhado por perturbações tectônicas na bacia, gerando extensos falhamentos,
soerguimento das bordas e arqueamentos que marcam sua estrutura atual (ROCHA,
1997; ENDO e MENDES, 1982).
O Sul do Brasil, no fim da era Mesozóica e no início do Período Terciário foi
afetado por este vulcanismo, ao longo do complexo cristalino (MAACK, 1947; LEINZ e
AMARAL, 2003). Segundo Renne et al. (1992) citados por Marques e Ernesto (2004)
48
Segundo atividade de campo realizado com o Professor Bigarella, o mesmo denominou o Morro do
Chapéu como um isolberg (ilha), ou seja, seriam blocos que sobressaíram na superfície em ambientes
semi-áridos (Morros testemunhos)
127
essa atividade extrusiva ocorreu em cerca de 3 milhões de anos, concentrando-se
principalmente entre 133 e 132 Ma.
Formaram-se derrames sucessivos de lavas
49
, que podem atingir pacotes com
espessura variável, cuja média é da ordem de 650 metros de espessura (MARQUES e
ERNESTO, 2004).
Leinz e Amaral (2003) verificaram a existência de até 32 derrames com
espessura média individual de 50 metros, sendo que o volume total de lavas basálticas
da Bacia do Paraná atinge 650.000 km³
50
.
Essas lavas ascenderam por fendas de tração que, tanto no litoral como no
planalto do interior, cortam em paralelismo notável rochas cristalinas e camadas
gonduânicas, na direção N40 - 45ºW. Os diques são predominantemente verticais, visto
que raramente ocorrem diques com inclinação oblíqua ou em ziguezague irregular,
como geralmente são representados nos perfis esquemáticos (MAACK, 1947).
Segundo o autor, ao longo da Serra da Esperança, os diabásio-porfiritos formam os
derrames superiores.
De acordo com Almeida (1964) as rochas eruptivas do Grupo São Bento são
manifestações do vulcanismo de fissuras em escala continental, um dos mais extensos
do mundo. Os grandes volumes de lavas basálticas não diferenciadas surgiam
subitamente de geóclases
51
e de fraturas menores, em estado de quase completa
fusão, inundando rapidamente as depressões do relevo dos ergs, formando lagos de
rocha fundida, amplos com profundidades locais que às vezes ultrapassava 50 m. A
imensa fluidez e elevada mobilidade da lava explica a preservação da topografia dunar,
também a escassez de estruturas fluidais nos derrames, que se cristalizavam apenas
quando parava o movimento. Mas também possivelmente onde a corrente de lava tinha
49
Para Szabó et al. (2001, p.333) os magmas basálticos são gerados em grandes volumes pela fusão de
peridotitos mantélicos, ou seja, das rochas constituintes do manto. E as lavas, segundo Teixeira (2001)
representam o material rochoso em estado de fusão que extravasa na superfície.
50
Outro aspecto é que as rochas relacionadas a esse fenômeno possuem em comum o caráter alcalino-
sódico pertencentes à formação Serra Geral.
51
Segundo Leinz e Amaral (2003) geóclases são fendas de grande profundidade, através de toda a
crosta terrestre solidificada. A qual proporcionou que a zona magmática profunda comunicar-se com o
exterior e assim permitiu a ascensão do material magmático, devido alívios de pressão (ENDO e
MENDES, 1982).
128
maior velocidade transformava-se em agente erosivo, escavando canais e destruindo a
topografia arenosa onde escoava. As planícies basálticas assim formadas continuavam
baixas, porque somente dessa forma seriam recobertas pelas dunas vindas do deserto
Botucatu.
Maack (1947) em estudo no corte da frente da Serra da Esperança, no perfil
Prudentópolis-Guarapuava construiu um perfil estratigráfico (figura 42) no qual é
esboçado o contato do derrame das lavas da Formação Serra Geral com o arenito
Botucatu.
Figura 42: Esboços do contato do derrame com o arenito Botucatu na Serra da
Esperança no perfil Prudentópolis – Guarapuava (Paraná).
Fonte: Maack (1947)
Nesse perfil é possível observar os derrames entre as dunas do deserto Botucatu
na área de estudo, no qual o autor em 1947 denominou como sendo derrame de
diabásio, hoje, porém, sabe-se que nesta região trata-se de derrame de basalto e que
este possui idade Juro-Cretácea.
Desse modo, a Formação Serra Geral é composta por derrames e intrusões de
lavas básicas e sedimentos intercalados, que estão sobre os arenitos da Formação
Botucatu (ENDO e MENDES, 1982). Ela compreende uma seqüência de derrames de
lavas basálticas, toleíticas, porém com variações químicas marcantes, de coloração
cinza escuro e com desenvolvimento de juntas horizontais e verticais. São comuns na
parte basal intercalações de camadas arenosas da Formação Botucatu (MINEROPAR,
1988; ALMEIDA et al., 1996).
Todavia esse vulcanismo não foi somente basáltico, mas também ácido, como é
o caso das rochas vulcânicas do Membro Chapecó e Palmas, presentes na Bacia do
129
Paraná. Segundo Nardy (1995) as rochas vulcânicas de natureza básica-intermediária
(denominadas por ele como unidade JKSGB1), são as que assentam sobre a formação
Botucatu, compreendendo a maior expressão superficial (145.000 km²) e volume
(50.900 km³), correspondendo a 97% do volume total das unidades vulcânicas da
Região Central da Bacia do Paraná. Elas são constituídas predominantemente por
basaltos de natureza toleítica. Superficialmente esta unidade mostra espesso manto de
alteração e cobertura vegetal, com coloração escura e sua espessura máxima aflorante
é da ordem de 500 m. Contudo, furos de sondagens feitos pela Itaipu na porção oeste
da Região Central no Rio Paraná fornecem uma espessura total de rochas basálticas
da ordem de 460 m. Já nas sondagens feitas no Rio Iguaçu (na Usina de Foz do Areia)
a espessura chegou a 805 m. Isso mostra que os derrames básicos decrescem cerca
de 400 m a partir da porção central em direção aos seus extremos, ou seja, em direção
a borda da Bacia do Paraná.
Segundo Leinz e Amaral (2003) a lava basáltica formou também numerosas
intrusões hipabissais, que hoje afloram sob a forma de sils e diques
52
dos enxames de
Ponta Grossa, Serra do Mar e Florianópolis (MARQUES e ERNESTO 2004).
Destacando-se os diques com orientação geral NW, associados aos enxames do Arco
de Ponta Grossa, e os orientados segundo ENE, subparalelos às estruturas pré-
cambrianas do Arco da Serra do Mar, na região de Santos (ALMEIDA et al., 1996).
Os derrames sucessivos de lavas da Formação Serra Geral são observados na
morfologia da paisagem variando normalmente sua constituição textural da seguinte
maneira: a base do derrame é de constituição vítrea, devido ao rápido resfriamento da
lava em contato com o substrato frio. Depois esta faixa vítrea passa gradualmente para
um basalto com diáclases horizontais. Seguindo para um basalto mais grosseiro, com
diáclases verticais, e por último o topo com zonas ricas em vesículas vazias ou
preenchidas. Quanto à decomposição a faixa de diáclases horizontais decompõe-se
mais intensamente, dada a maior quantidade de água de percolação. Já a área com
52
Szabó et al. (2001) afirma que diques são formados quando o magma invade as rochas encaixantes
através de fraturas ou falhas, e apresentam uma atitude vertical ou cortam as estruturas originais das
rochas, sendo denominados de corpos discordantes. Já os sils são corpos intrusivos tabulares que se
alojam horizontalmente, paralelamente à estratificação quando as rochas encaixantes forem
sedimentares, sendo chamados de corpos concordantes.
130
diáclases verticais apresentam-se mais escarpada, justamente por causa da disposição
das juntas. Assim, a disjunção dos blocos que ocorrem nos planos verticais ocorre
graça a decomposição do piso, que vai solapando (LEINZ e AMARAL, 2003)
53
.
No setor central da Serra da Esperança observou-se uma pedreira que constitui
o topo de um derrame (figura 43), composta de amídalas de preenchimento de sílica
com tamanhos médios de 2 a 5 cm com calcedônia e quartzo. Esta pedreira apresenta-
se fortemente diaclasada, sendo o fraturamento mais serrado na horizontal e na vertical
mais espaçado devido à contração no período de resfriamento rápido e, que de acordo
com Leinz e Amaral (2003), constituem o que eles denominam como zona de topo de
derrame. Por isso, devido às fraturas há maior intemperismo, esfoliação esferoidal
individualizando blocos e desagregação, demonstrando um estágio avançado de
alteração e assim a formação do solo no topo da pedreira. Este solo possui espessura
de aproximadamente 1,50 cm, sendo composto por 3 níveis: Horizonte A com 30 cm a
40 cm, horizonte B 50 cm, C 50 cm e abaixo rocha alterada.
Em muitos locais no topo do platô, constatou-se que os blocos residuais de
basalto alterado permaneciam com sua estrutura conservada, sendo, no entanto
bastante argiloso, com espessura em torno de 2 a 3 m, um exemplo disso foi
evidenciado nas margens da rodovia no início da descida da Serra
54
.
Por outro lado observou-se também na área de estudo, espessos pacotes de
lavas basálticas, as quais constituem locais de forte resistência da rocha. Na figura 44,
observa-se que no plano de ruptura do declive formou-se uma cachoeira, sendo o
paredão composto de aproximadamente 4 derrames. O basalto exposto no paredão da
cachoeira apresenta coloração acinzentada, com aspecto maciço e com fraturação
vertical dominante, ou seja, do tipo colunar. Antes deste ponto, a aproximadamente uns
120 m da cachoeira, constatou-se a presença em alguns locais de solo raso com mais
ou menos 30 cm de espessura, sendo que abaixo o basalto apresenta impureza, ou
seja, alguns veios de sílica (testemunho de local de interderrames).
53
Essa seqüência é atualmente bastante contestada. No IV Simpósio de Vulcanismo e Ambientes
Associados, realizados em Foz do Iguaçu (2008), principalmente na excursão pré-evento denominada
“Magmatismo Serra Geral” vários geólogos criticaram essa classificação proposta por Leinz e Amaral
(2003), afirmando que ela não se aplica a todos os derrames.
54
Localização do ponto 478492S 7200246W.
131
Marques e Ernesto (2004) realizaram estudos geoquímicos nas rochas
existentes sobre a Bacia do Paraná, os quais constataram dois grupos de rochas
básicas e ácidas associadas, o que permitiu dividir em dois grupos o que eles chamam
de Província Magmática do Paraná em: subprovíncia Sul entre as latitudes maiores que
26º S; e a subprovíncia norte, sendo a qual interessa a este trabalho, localizada em
latitudes menores que 26º S, caracterizando-se por cerca de 99% de rochas básicas
ATi, ausência de rochas vulcânica intermediária e pequena proporção das ácidas
Chapecó. Salienta-se que as rochas ácidas do tipo Chapecó foram divididas nos
subgrupo Guarapuava e Ourinhos.
Em relação à composição das rochas básicas, em especial dos basaltos
presentes na área de estudo, segundo a MINEROPAR (2007), a composição primária
do basalto é bastante simples; formada essencialmente por plagioclásio e piroxênio em
proporções mais ou menos equivalentes, rara olivina (férrica nas variedades toleíticas)
Figura 44: Espesso pacote de basalto,
formado de derrames sucessivos de
lavas da Formação Serra Geral
Cachoeira no Rio São João.
Foto: Solange F. Vieira (Março de 2007)
Figura 43: Espesso pacote de
basalto alterado da Formação
Serra Geral (Serra da Esperança)
Foto: Solange F. Vieira (Março de 2007)
132
e opacos (magnetita e alguma ilmenita). Esses minerais são facilmente identificados,
acrescentando-se ao microscópio os acessórios: apatita, vidro intersticial, esfeno,
feldspato alcalino. O plagioclásio é andesina ou labradorita, o piroxênio é augita e
pigeonita, menos comumente hiperstênio, e a magnetita aparece em duas gerações,
distinguidas pelos hábitos euédrico e esquelético.
Por fim, de acordo com Almeida et al (1996) no Oligoceno parece ter cessado
toda a atividade magmática no Sul-Sudeste do Brasil e, supostamente, também na
margem continental vizinha.
6.2.4 Planície Aluvial e Várzea do Planalto
Quanto às planícies aluviais, estas ocupam uma área de aproximadamente 6,8
km², as mais significativas foram as encontradas nas margens do Rio Cachoeira Branca
e Rio São João. As planícies foram aqui mapeadas como os terrenos baixos e planos
junto aos rios, sendo esses formados de sedimentos aluvionares variando de seixos a
matacões. Os quais se encontram sobre a litologia preexistente, nesse caso sobre as
rochas da Formação Rio do Rasto.
Por outro lado, a denominação Várzea do Planalto se refere aos terrenos úmidos
próximos ao fundo do vale dos rios localizados no Terceiro Planalto, entre eles Rio
Cachoeira Branca, Rio Charqueada, nascentes do Rio São João. Esta denominação foi
utilizada para diferenciar das planícies aluviais, as quais localizam-se nas margens dos
rios no segundo planalto da área de estudo, esta unidade cobre uma porção de
aproximadamente 5,65 km² e estão sobre a formação Serra Geral, como o nome
mesmo já sugere.
6.2.5 Elementos estruturais
Quanto à estrutura geológica, esta diz respeito a falhas, fraturas (diáclases)
55
,
bandeamentos, foliações. A direção destas estruturas, associadas ás características de
55
Por diáclase (ou juntas) Loczy & Ladeira (1980, p.76) definem como planos ou superfícies de fraturas
que dividem as rochas, e ao longo dos quais não ocorreu deslocamento das paredes rochosas
paralelamente aos planos de fratura, ou se este deslocamento ocorreu ele foi mínimo e não visível.
Entretanto, pode haver movimento perpendicular ao plano de junta, se ocorre um movimento significativo
e visível é uma falha.
133
mergulho e direção, condicionam o surgimento de descontinuidades mecânicas e
hidráulicas, que contribuem na deflagração dos movimentos de massa (DIAS e
HERRMANN 2002).
Desse modo, como afirma Bigarella (2003), raramente ocorre ruptura através de
uma rocha intacta, mas sim através das diáclases, dependendo assim das
descontinuidades. No entanto não é somente a presença de descontinuidades
geológicas que influencia na ruptura, mas sim a orientação e inclinação destas
descontinuidades. Por isso muitas vertentes são estáveis em inclinações íngremes, e
não são nas de pequenos declives e altura.
Quando as descontinuidades são verticais ou horizontais, não ocorre um
escorregamento simples. Por outro lado, quando a massa rochosa tem
descontinuidades com mergulho de 30º a 70º a favor da inclinação da vertente, podem
ocorrer escorregamentos. “As descontinuidades inclinadas no sentido da vertente
causam instabilidade quando o ângulo de mergulho é maior que o ângulo de fricção das
superfícies rochosas” (BIGARELLA, 2003,1012).
Por outro lado, quanto aos lineamentos, foram realizados estudos pela
MINEROPAR (2007) na folha de Guarapuava
56
onde foram destacados alguns
lineamentos de importância regional (figura 45), sendo o de maior significado na
segmentação regional do magmatismo Serra Geral o lineamento Piquiri, que separa os
domínios Centro e Norte da formação. Esta feição tectônica esta orientada para N60ºW,
passando na cidade de Guarapuava.
Outros lineamentos notáveis mapeados pela MINEROPAR (2007) foram às
falhas de Goioxim e Inácio Martins, que separam o bloco de Guarapuava dos
adjacentes, respectivamente a oeste e leste. A falha de Goioxim tem direção N35ºE e a
de Inácio Martins aproxima-se de N45ºE. O bloco de Guarapuava está rebaixado em
relação aos adjacentes, o que se interpreta a partir de dois critérios essenciais: a
56
A folha de Guarapuava abrange, total ou parcialmente os seguintes municípios, cujas sedes situam-se
dentro da folha: Guarapuava, Laranjeiras do Sul, Virmond, Cantagalo, Marquinho, Goioxim, Turvo,
Mangueirinha, Pinhão, Candói, Foz do Jordão e Inácio Martins. Outros municípios são parcialmente
englobados pela folha, com as sedes localizadas fora dos seus limites: União da Vitória, Mallet, Cruz
Machado, Rio Azul, Chopinzinho, Coronel Vivida, Nova Laranjeiras, Boa Ventura de São Roque, Pitanga
e Irati (MINEROPAR, 2007).
134
seqüência de derrames tabulares de basalto maciço é típica da fase sin-rifte da
província Paraná-Etendeka, o que é reforçado pela cobertura de ignimbrito reomórfico,
também típica da fase final do magmatismo. Nesse estudo o autor não observou
feições de afloramento que permitissem caracterizar a deformação associada a estes
falhamentos, interpretados principalmente em função desses critérios, que são
estratigráficos.
Figura 45: Lineamentos interpretados no Estado do Paraná.
Fonte: MINEROPAR (2007)
Por outro lado, nas pesquisas realizadas pela MINEROPAR (1988) para
levantamento das potencialidades dos minerais de Guarapuava foi constatado que os
principais sistemas de fraturamento afetando os derrames de basalto têm orientações:
N 60º E, N 20-25ºE, N-S e N 75º W, N 25 – 45º W e E-W. Sendo que estas fraturas e/ou
falhas raramente exibem grandes diferenças de nível.
Nessa linha, foram observados, no setor central da Serra da Esperança, falhas e
fraturas que podem tanto ser de origem tectônica como originadas da explosão para a
construção da rodovia. Para isso foram realizadas fotointerpretações, complementadas
com trabalhos de campo sob o objetivo de gerar o mapa geológico (mapa 6), de se
135
analisar a direção do fraturamento e sua atuação como condicionante dos processos
que vem ocorrendo na área.
Com relação às orientações, foram realizadas medições da direção das fraturas
nos afloramentos encontrados na área de estudo como também nas mapeadas
mediante fotointerpretações. Também foi confeccionado a partir do MNT (modelo
numérico do terreno) uma imagem sombreada (figura 46) na qual observou-se
possíveis indícios de falhamentos, os quais foram utilizados para complementar o mapa
geológico.
Figura 46: Imagem sombreada extraída do MNT. Em linhas pretas estão os
lineamentos e em vermelho a rodovia BR 277 e as estradas.
Fonte: Solange F. Vieira e Joel Pellerin (2008).
BR 277
N
136
Quanto às direções, na figura 47, é possível observar as orientações dos
lineamentos fotointerpretados nas fotografias aéreas e na imagem sombreada apartir
do MNT.
Nas fotointerpretações os resultados apontaram para fraturas com orientação
predominante no sentido NW (figura 47), de acordo com AGUIAR NETO et al (1977, p.
47) esse sistema de falhas, “são oriundas de fenômenos de distensão a partir de
epirogênese gerada por grande movimento de fundo ocorridos no Jurássico-Cretáceo”.
Pode-se também relacionar esses lineamentos com o Arco de Ponta Grossa, presentes
no Segundo Planalto.
Lineamentos fotointerpretados da Serra da Esperança
Strike Direction: 10.0 °
Figura 47: Diagrama de rosetas dos lineamentos fotointerpretados no setor
central da Serra da Esperança, na divisa entre os municípios de Guarapuava e
Prudentópolis/PR
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
A análise em conjunto destas diáclases, pelo diagrama de rosetas (figura 47)
demonstra uma tendência na direção de 10º a 20º e de 70º a 80º, sendo algumas de 0º
a 10º. Também foram identificadas fraturas com orientações NE, porém com menor
ocorrência na área. As direções preferenciais são de 50º a 60º e de 70º a 80º, com
menor quantidade de 0º a 10º, 40º a 50º e 80º a 90º.
137
Das fraturas amostradas (figura 48), os resultados obtidos foram predominantes
no sentido NE. Estas falhas segundo AGUIAR NETO et al. (1977, p. 47) “resulta da
reativação de lineamentos estruturais preexistentes, materializadas nas rochas
Devonianas e Permo-carboníferas através de falhas normais”. Estas apresentam
direções preferenciais de 60 a 70º e em menor quantidade 0º a 10º, 40 a 60º e 70º a
90º. Houve também resultados que indicam direção NW com direção principal de 45º a
50 e em menor expressão de 80º.
Lineamentos amostrados em campo na Serra da Esperança
Strike Direction: 10.0 °
Figura 48: Diagrama de rosetas das fraturas amostradas em campo, no setor
central da Serra da Esperança, na divisa entre os municípios de Guarapuava e
Prudentópolis/PR.
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
Um dos locais amostrados em campo (figura 49) de grande importância foi a
cicatriz de deslizamento, onde realizou-se várias medições das fraturas tanto na base,
como na porção mediana e na alta encosta, neste setor as diáclases apresentaram
direção predominante de N40ºW a N60ºW, sendo apenas uma medida na direção
N32W e N72E.
De acordo com a síntese feita pela MINEROPAR no sistema estrutural do
Paraná, as diáclases mapeadas na cicatriz de deslizamento de 1988 correspondem a
classe 2, do Sistema Lancinha – Morro Agudo (quadro 8).
138
Segundo Fernandes et al. (1974) os escorregamentos ocorridos neste setor tem
suas causas associadas á presença de duas famílias de diáclases sub-verticais no
arenito, diáclases que se encontravam preenchidas com material siltoso de alta
plasticidade, e também a descontinuidade entre o arenito e basalto
57
, em face da baixa
resistência ao cisalhamento dessa superfície.
Esses mesmos autores evidenciaram no setor central da Serra da Esperança,
que em quase toda área de afloramento dos basaltos da Formação Serra Geral são
observados sistemas de diaclasamento em que se destacam direções sub-paralelas e
oblíquas a estrada, onde o mergulho esta em torno de vertical e cujos espaçamentos
são em geral inferiores a 1 m.
Quanto ao arenito Botucatu, em alguns pontos da área de estudo encontra-se
homogêneo e maciço, deixando aparecer a esfoliação e sendo também cortado por
sistemas de diáclases sistemáticas, dotados de direção e espaçamento variados e com
mergulhos próximos da vertical. É presente a estratificação cruzada, que segundo os
autores acima citados, quando existente inibe o diaclasamento.
57
Esse aspecto é melhor explicado no tópico 6.2.7 de Classificação da resistência global das rochas.
Figura 49: Fraturas na rocha
exposta do Arenito Botucatu
Foto: Solange F. Vieira (2005).
139
Quadro 8: Síntese das características do sistema estrutural do Estado do
Paraná.
Fonte: MINEROPAR (2007).
Por conseguinte, as fraturas, de modo geral, podem se originar da atuação de
processos geológicos internos (fraturas tectônicas) durante o resfriamento do magma
ou em fases de deformação de caráter rúptil (como afirmado acima). Por outro lado,
quando as fraturas não se originam de eventos tectônicos elas são denominadas
atectonicas e ocorrem por alívio de tensão, originadas da expansão da rocha em
direção a superfície. De acordo com Fernandes e Amaral (1996, p. 149):
A direção e o mergulho das fraturas tectônicas são, na escala de afloramento,
constantes no espaço e os planos tendem a serem paralelos entre si formando
um sistema de fraturas. Quando essas fraturas se apresentam sub-verticais e
pouco espaçadas entre si, tendem a gerar movimentos de blocos sob a forma
de tombamentos.
140
Nos afloramentos na margem da rodovia BR 277 da área de estudo, foram
observadas fraturas de descompressão, fato este que deve ter sido causado não
somente pelo alívio de pressão na rocha, mas também pela explosão para a construção
da rodovia e que atualmente são onde estão localizados os pontos com mais freqüência
de queda de blocos.
O avanço da frente de intemperismo nessas rochas é influenciado diretamente
pela presença dessas fraturas de alívio de tensão. Isso ocorre porque a água se infiltra
na porção mais elevada e percola lateralmente ao longo dos planos gerados pelas
fraturas. Acima da fratura de alívio, o material encontra-se mais alterado, enquanto
embaixo a rocha quase não possui alteração. Essas fraturas tendem a acompanhar a
topografia do terreno. A geometria e a continuidade das fraturas de alívio de tensão são
geradas pelas características litológicas da rocha. Quanto mais homogênea a rocha,
mais paralela à superfície e mais contínua serão as fraturas (FERNADES e AMARAL,
1996).
As diáclases, observadas principalmente no paredão do arenito eólico Botucatu,
se encontram preenchidas por material de alteração e até mesmo por raízes das
árvores sobre a encosta, as quais estão aumentando o espaçamento destas juntas,
auxiliando a infiltração e contribuindo com as quedas de blocos, como pode ser
observado nas figuras 50 e 51.
Isso ocorre porque as falhas atuam como caminhos preferenciais de alteração,
fazendo com que à frente de intemperismo dirija-se para o interior do maciço de modo
muito mais efetivo. A interseção dessas falhas com outras descontinuidades ocasionam
a individualização de blocos não alterados no interior de uma massa intemperizada,
assim havendo heterogeneidade. Já quando elas estão preenchidas por material
originado de soluções percolantes, há uma impermeabilização do plano de falha
formando uma barreira ao fluxo d’água (FERNANDES e AMARAL, 1996).
141
Figura 50 e 51: Diáclases de descompressão no paredão do Arenito Botucatu, nas
margens da rodovia BR 277
Fotos: Solange F. Vieira (outubro de 2007)
De acordo com Fernandes et al. (1974, p. 06) a instabilidade dos cortes no
arenito Botucatu estão relacionados aos vários sistemas de fraturas existentes.
Segundo eles, em um dos trechos da serra (não foi possível precisar o local) duas
famílias de diáclases tectônicas sistemáticas são bem desenvolvidas, uma delas sub-
vertical com direção quase paralela a estrada, e outra também sub-vertical que faz um
ângulo de 70º com a direção da primeira. Além dessas famílias, são presentes com
freqüência as diáclases de esfoliação sub-paralelas a face do talude de corte. A
conjugação dessas famílias de diáclases que se interceptam, dado o espaçamento
entre elas, dá origem à formação de grandes lascas do arenito botucatu, que caem na
estrada como mostrado nas figuras acima.
Segundo Guidicini e Nieble (1984) as massas ou blocos rochosos de baixa
permeabilidade, separados por juntas ou diáclases, sofrem o efeito da elevação da
coluna de água. A pressão da água no bloco rochoso age perpendicular aos planos de
descontinuidades, e quando este maciço é muito fraturado em várias direções, a
pressão da água no seu interior é tratada de maneira análoga à utilizada no caso de
massas de solo, demonstrando certa continuidade e regularidade. Contudo, nos
raízes
Desplacamento no Arenito Botucatu
142
maciços rochosos com poucas fraturas a distribuição de pressões de água ocorrerá
aleatoriamente nas descontinuidades.
Por sua vez, Bigarella (2003) afirma que o intemperismo é mais rápido e mais
profundo onde o sistema de diáclases é mais concentrado e freqüente, e/ou onde a
rocha é menos resistente. Assim, tanto a natureza das rochas como o sistema de
fraturas influência na velocidade do intemperismo. Isso ocorre porque as fraturas
interferem na infiltração e circulação da água, portanto, no intemperismo (HERRMANN
1999). Desse modo, quando a quantidade de água infiltrada é maior do que a vazão
ocorre à saturação ou a poro-pressão positiva e a perda de coesão interna do material
alterado. Com a saturação excessiva do solo, a resistência do cisalhamento diminui,
podendo então ocorrer à movimentação do material intemperizado.
De acordo com Guidicini e Nieble (1984), os perfis de intemperismo são reflexo
de vários fatores, sendo alguns dos mais atuantes: a litologia, a estrutura do maciço, as
condições de percolação da água, as condições topográficas e as variáveis climáticas
locais. Por conseguinte, os perfis tendem há ter maior espessura nas regiões de clima
tropical úmido e nas áreas com condições topográficas propícias, sendo estas áreas
favoráveis a intensos fenômenos de instabilidade.
Por isso nas encostas brasileiras os fenômenos de movimentação são mais
intensos, vista suas vertentes íngremes, expostas muitas vezes, com manto de
alteração considerável e com condições climáticas favoráveis, principalmente por
intensas precipitações. Segundo Toledo et al. (2000) isso ocorre porque há a
combinação de precipitação, temperatura e vegetação. A soma destes fatores pode dar
início à movimentação de solo e rocha. Também devido aos substratos rochosos serem
menos resistentes à existência de planos de diaclasamento, às intrusões básicas e
devido aos minerais estáveis serem decompostos a maiores profundidades. Por isso a
espessura do manto de intemperismo é muito irregular de um lugar a outro,
dependendo frequentemente das variações litológicas (BIGARELLA, 2003).
As combinações destes fatores são encontradas na área pesquisada, ou seja,
apresenta considerável volume de chuvas e amplitude térmica que é responsável pelo
intemperismo físico da rocha, somando-se estes fatores têm-se o substrato
heterogêneo com litologias pouco resistentes e bastante fraturadas a qual possibilita a
143
atuação da vegetação que, através das raízes, penetra a rocha. Desta feita, salienta-se
que a combinação de todos estes fatores aliados à declividade
58
acentuada no setor da
escarpa resulta em movimentação.
Toledo et al. (2000) afirmam que em encostas muito íngremes o perfil de
alteração não se aprofunda, porque as águas escoam rapidamente não permanecendo
em contato com os materiais tempo suficiente para que ocorram as reações químicas.
Por outro lado, nas áreas mais baixas a água fica por muito tempo em contato com as
rochas e tornam-se concentradas nas composições solúveis, perdendo sua capacidade
de continuar promovendo as reações de ataque aos minerais. Nesses locais, próximo
ao lençol freático e sem escoamento suficiente, o perfil se aprofunda. Sendo assim, os
mantos de intemperismo se diferenciam de acordo com a inclinação da vertente.
Na Serra da Esperança (setor central) a frente de intemperismo do basalto que
recobre o arenito Botucatu forma um manto incipiente de rocha alterada ou solo de
horizonte C (em destaque na figura 52), os quais devido a pouca coesão e alta
declividade presente nas margens da rodovia, vêm abaixo, deflagrado pela força de
gravidade ou em eventos chuvosos, resultando nas de queda de detritos.
Segundo Bigarella (2003), os mantos de intemperismo com espessura
considerável são mantidos em equilíbrio pela cobertura vegetal, a decomposição
contrabalança os possíveis efeitos da abrasão pelo escoamento superficial. A
espessura do manto, a natureza argilosa impermeável e a pouca quantidade de matéria
orgânica dos solos tropicais, faz com que sejam susceptíveis a erosão e a movimentos
de massa. Somente os latossolos mais permeáveis e os capeamentos lateríticos são
mais resistentes à erosão.
Percebe-se assim que em climas úmidos, o intemperismo ocorre em menor
espaço de tempo se comparado aos submetidos a clima secos, devido aos fatores
pluviométricos, de temperatura e de cobertura vegetal, dentre outros (TOLEDO et al.
2000). Dessa Forma, havendo o movimento de massa, tanto o material intemperizado
como o material rochoso deslizam da parte superior da encosta.
58
Isso porque a topografia também atua no intemperismo, de acordo com Toledo et al (2000, p.155) ela
regula “a velocidade do escoamento superficial das águas das chuvas, e controla a quantidade de água
que infiltra. As reações químicas do intemperismo ocorrem mais intensamente nos compartimentos do
relevo onde há boa infiltração”.
144
Figura 52: Manto de intemperismo, derivado da alteração do basalto que recobre
o arenito eólico Botucatu.
Localizado na cicatriz de deslizamento
nas margens da rodovia.
Foto: Solange F. Vieira (Outubro de 2005)
Na mesma linha, acredita-se que os elementos estruturais encontrados na Serra
da Esperança tenham agido com deflagradores dos movimentos de massa, fato este
evidenciado nas análises feita em laboratório e nas atividades de campo que estão
ilustrados no mapa geológico e nos diagramas de rosetas. Nesses locais observa-se
que a presença das descontinuidades agem como caminhos para a frente de
intemperismo, como também para a atuação das raízes das vegetações nas rochas
resultando em queda de bloco
59
.
Sendo que estas somadas as peculiaridades de cada formação (resistência,
coesão, composição), a declividade acentuada e as características climáticas presentes
na Serra da Esperança conferem a esta área característica suscetíveis a
movimentação.
59
Como já enfatizado acima, estas fraturas são de origem tanto de alivio de pressão da rocha como
tectônicas.
Arenito Botucatu
145
6.2.6 Análises granulométricas
As análises granulométricas foram realizadas em amostras da Formação
Botucatu, tanto no arenito eólico como nos níveis conglomeráticos e na Formação Rio
do Rasto. Tais análises foram efetuadas com o intuito de caracterizar o material
presente nas encostas da área de estudo e para correlacionar e analisar com os
resultados obtidos por Bigarella (1949). Deste modo, foram realizadas comparações
entre os arenitos, onde os dados foram sintetizados e são apresentados a seguir.
Nos arenitos presentes na Formação Rio do Rasto e Botucatu foram coletadas
amostras, de diferentes setores da Serra da Esperança, onde realizou-se análises
granulométricas com métodos clássicos (descritos no tópico 4.2.7), os quais permitiram
determinar os parâmetros característicos destes sedimentos.
Quanto à composição granulométrica foram observadas tanto nas antigas
rodovias (uma ao norte e outra ao Sul da BR 277) como na atual (figura 3), níveis
conglomeráticos das fácies fluviais Pirambóia
60
, ou seja, de granulação mais grosseira
que a típica estrutura laminar das areias eólicas Botucatu.
Nos afloramentos observados nas margens da antiga rodovia (abaixo da Serra e
ao Norte da atual BR 277) são mais típicas as fácies sub-aquáticas, todavia, na atual
rodovia a maior predominância e espessura são dos arenitos eólicos, sendo que na
base também aflora uma faixa estreita de níveis de seixos de tamanhos variados. Esses
depósitos de arenitos conglomeráticos subaquáticos localizam-se preferencialmente
nas margens da BR 277 acima das camadas do Rio do Rasto, entretanto podem ser
encontrados entre as camadas do arenito eólico Botucatu, fato este observado em
outros afloramentos da área.
Bigarella (1949) realizou análises mecânicas de amostras de arenitos da série
São Bento procedentes dos estados do Rio Grande do Sul, Santa Catarina e São
Paulo, para estabelecer uma correlação com os tipos paranaenses. No Paraná, dentre
outros locais, ele realizou análises granulométricas nos arenitos eólicos e subaquáticos
da Serra da Esperança. Quanto ao diâmetro médio ele chegou ao seguinte resultado:
dos arenitos subaquáticos os resultados variam entre 0,123 mm e 0,959 mm e 0,122
60
Entenda-se aqui como os depósitos subaquáticos encontrados na base e entre o arenito eólico
Botucatu. Este não se refere ao que muitos autores chamam de Formação Pirambóia, mas sim as fácies
mais grosseiras, ou melhor, ao arenito conglomerático chamado aqui de fácies Pirambóia.
146
mm e 0,279 mm. Já os arenitos eólicos têm via de regra, a dominante granulométrica
dos histogramas situada entre 0,125 mm e 0,250 mm.
Segundo o autor, os arenitos Botucatu são compostos dominantemente por
grãos de quartzo e, localmente ou mais esporadicamente, por partículas de feldspato,
apresentando pequena porcentagem de minerais pesados. Na amostra correspondente
ao arenito eólico amostrado da Serra da Esperança, nas margens da rodovia ele
chegou ao seguinte resultado: Resíduo pesado 0,05% - ilmenita, granada, zirconita,
limonita e piroxênio. Quanto aos teores de óxido férrico nos arenitos da série São Bento
ele determinou 1,34% de Fe2O3.
Por conseguinte, no gráfico de freqüência acumulada (figura 53) estão ilustrados
os resultados finais, onde a quantidade esta representa em porcentagem,
correspondente ao tamanho dos grãos (phi) de cada amostra analisada e coletada pela
autora no setor central da Serra da Esperança.
Figura 53: Gráfico de freqüência acumulada, obtido através de análises
granulométricas em amostras da área de estudo.
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
Os resultados apontaram, de um modo geral, para amostras moderadamente
selecionadas, sendo apenas uma das amostras corresponde ao arenito da Formação
Rio do Rasto que foi classificado como pobremente selecionado. Os valores das
amostras desta formação variaram de 0,64 mm a 1,20 mm.
147
Em relação ao tipo de areia, a formação Rio do Rasto variou de areia fina
(maioria das amostras) a areia média (com diâmetro mediano distribuindo-se entre o
mínimo de 1,91 a e um máximo de 2,39 mm). Já as amostras do arenito eólico Botucatu
se enquadraram nas areias finas e os arenitos sub-aquáticos corresponderam às areias
médias, mas com certo percentual de material grosseiro (o diâmetro mediano de ambos
os arenitos Botucatu variaram de 1,18 a 2,52 mm) (figura 53).
Esses resultados correspondem com os mesmos alcançados por Bigarella
(1949)
61
nas análises granulométricas feitas nos arenitos subaquáticos e nos arenitos
eólicos da Formação Botucatu, seus resultados foram: o arenito Botucatu aflorante na
rodovia na Serra da Esperança possui maior percentual de areia fina, sendo a fração
grosseira inexistente. Já nas amostras dos arenitos subaquáticos a predominância foi
de areia média e com um percentual significativo de grânulos finos. De modo geral, o
autor observou que estes arenitos subaquáticos são mais grosseiros e
conseqüentemente com diâmetro médio superior aos arenitos tipicamente eólicos.
Este fato foi evidenciado nas observações em campo e nas análises
granulométricas. Isso porque quanto à porcentagem dos materiais como um todo, as
amostras dos depósitos subaquáticos foram às únicas que apresentaram percentual de
cascalho (entenda-se não somente cascalho, mas também frações de grânulos). Sua
composição granulométrica diferente dos arenitos eólicos sugere uma procedência
diferente do ambiente eólico, na qual acredita-se que estas partículas foram levadas ao
ambiente desértico por intermédio de rios periódicos. Por conseguinte, nas frações de
areia, todas as amostras apresentaram grande percentual em sua composição,
variando, contudo, no tamanho. Já na fração silte/argila as amostras da Formação Rio
do Rasto apresentaram as maiores quantidades.
Por outro lado, Bigarella (1949), nos resultados das análises mecânicas relativas
às rochas coletadas na antiga rodovia (ao Norte da atual) e na “nova”
62
subida da Serra
61
O autor não realizou análises nos arenitos Rio do Rasto, neste caso, são comparados apenas os
resultados em relação aos arenitos sub-aquáticos e os arenitos eólicos da Formação Botucatu.
62
A atual rodovia BR 277 passou várias mudanças no seu traçado original, por isso quando se fala em
nova ou antiga rodovia deve se ater ao ano que se trata o artigo, como nesse caso. O autor denomina na
época de realização do seu trabalho (1949, p.199) corresponder a “antiga rodovia, a estrada que escala a
Serra e que esta situada ao Norte da primeira”; já a nova corresponderia a que hoje está localizada ao
148
(hoje antiga e ao Sul da atual), observou que estas variam consideravelmente de uma
para outra estrada.
Na “nova rodovia”, o autor constatou afloramentos de arenitos eólicos típicos
com estruturas características e intercalados entre derrames de trapp, sendo estes com
seleção ótima e com coluna dominante dos histogramas no intervalo de 0,125-0,25 mm
correspondente a fração areia fina. Já as fácies subaquáticas desta “nova rodovia” é
representando por arenito conglomeráticos grosseiro, com 2,31% de grãos no intervalo
de 4-8 mm o qual corresponde a fração pedregulho grosso na escala de Wentworth.
Por outro lado, na “antiga rodovia”, o aspecto petrográfico muda completamente,
sendo que na base do arenito Botucatu é formado de arenitos de fácies subaquáticas;
no entanto, nesta, a pequena porcentagem de arenito grosseiro varia entre 2-4mm
(correspondente a fração saibro grosso), dominando, entretanto, neste setor os mais
finos.
Sobre este arenito sub-aquático, Bigarella (1949) afirma que desenvolve-se o
arenito eólico com estrutura entrecruzada típica, sendo este menos selecionado. Acima
deste, volta aparecer uma camada de sedimentos de fácies subaquáticas,
apresentando estrutura diagonal discordante rasa e representando um depósito de
bacia desértica sem escoamento, transportado por rios periódicos.
O autor observou também que uma das amostras apresentou diâmetro médio
superior ao tipo normal de arenitos eólicos encontrado na Serra da Esperança.
Segundo ele, esta teve na sua gênese contribuição de partículas mais grosseiras que
provieram dos depósitos das bacias sem escoamento, e que foram transportadas pelos
ventos originando este tipo de depósito dunar.
Desse modo, o autor conclui que para a Formação Botucatu há dois tipos
fundamentais de arenitos eólicos, sendo um o representante das dunas movediças e o
outro dos escudos basais de areia de uma paisagem desértica.
Por fim, observou-se nos resultados das análises granulométricas comparadas
com as obtidas por Bigarella (1949), a correlação da composição dos materiais
constituintes da Serra da Esperança. Sendo os quais apresentaram a predominância de
Sul da atual (ver figura 03). Desse modo, sempre que o mesmo estiver falando de nova rodovia esta se
refere a agora antiga rodovia localizada mais ao Sul da atual BR 277.
149
areia fina no arenito eólico Botucatu, passando em alguns locais a composições mais
grosseiras nos depósitos subaquáticos, sendo na base (Formação Rio do Rasto) areias
finas e medias com certo percentual de silte/argila.
6.2.7 Classificação da resistência global das rochas
Para a análise da resistência das rochas que compõem a área de estudo, foi
aplicada a metodologia adaptada de Selby (1982), o qual foram utilizados os seguintes
parâmetros: resistência da rocha sã; grau de alteração; espaçamento, orientação,
largura e continuidade das fraturas; e a presença ou não de afloramento d’ água. Com
base em pesos que variavam desde muito fracas até muito fortes.
Esta metodologia foi aplicada com o intuito de entender a influência que
determinada litologia pode ter como condicionante dos processos de movimentos de
massa presentes no setor central da Serra da Esperança.
Assim sendo, foi possível comprovar que em uma mesma litologia pode
apresentar diferença de resistências. Fato este evidenciado nas rochas do arenito
Botucatu, mais precisamente em uma cicatriz de deslizamento mostrada na figura 54.
Dentro da face desta cicatriz foi aplicada a metodologia em três locais diferentes,
sendo: na base com peso final de 46, correspondendo a classificação geral de fraca; na
parte mediana com resistência final de 54 equivalente a moderada, e próximo ao topo
do arenito Botucatu também com resistência moderada no entanto com peso final de
68, ou seja, mais resistente que as porções inferiores.
Figura 54: Cicatriz de deslizamento, localizada as margens da rodovia da BR 277
Foto: Joel Pellerin (2007)
Base
Porção mediana
Topo
Massa basáltica
entre o arenito
150
De um modo geral, tanto na base da cicatriz quanto na porção mediana foram
observados traços de afloramentos de água, parâmetro este que influencia em muito o
peso final da resistência da rocha. Todavia, somente a base (nesta seção) apresenta-se
com mais alteração e com maior espaçamento nas fraturas que os setores acima
analisados, característica esta que somada a surgência da água resulta em menor
resistência nesta porção. Já no topo, que dentre os três apresentou peso final maior,
sendo, desta feita, o mais resistente, demonstra um aspecto peculiar onde a abertura
das descontinuidades é menor em relação à parte média e baixa, possibilitando,
juntamente com o peso atribuído aos demais parâmetros, a porção mais estável desta
seção.
Por conseguinte, uma das dificuldades encontradas para a aplicação desta
metodologia foi quanto às descontinuidades, isso porque tanto na Formação Botucatu
como na Formação Rio do Rasto existem estratos cruzados e acamadamento das
rochas sedimentares. Nestes casos, optou-se por se fazer às medições apenas nos
fraturamentos das rochas deixando de lado as demais descontinuidades. Não
esquecendo, entretanto, que esse aspecto influencia na resistência global da rocha.
Por outro lado, em uma outra cicatriz menor, o resultado medido do arenito
Botucatu deu um peso de 53, ou seja, de resistência moderada. Não apresentando
mais o afloramento de água na base do mesmo, contrariando o que evidenciou-se no
ponto anterior.
Com efeito, nas interdunas do arenito Botucatu, principalmente em direção a sua
base, são encontradas as fácies Pirambóia, caracterizadas por intercalações de
depósitos de rios efêmeros e bacias sem escoamento em ambiente desértico,
compondo-se de arenitos grosseiros a conglomeráticos (BIGARELLA 1949), como
descrito no tópico 6.2.6.
Estes arenitos conglomeráticos são encontrados principalmente na porção
inferior da Formação Botucatu, onde o pacote rochoso apresenta-se mais consolidado
chegando a formar uma cornija
63
, fato este que permite com que esta rocha não sofra
deslizamento. Também constatou-se que a não surgência de água neste local ocorre
provavelmente porque a porosidade deve ser menor que nas porções superiores.
63
Representada no mapa geomorfológico da área, no tópico 6.3.
151
Devido a essas características a resistência obtida com o esclerômetro foi maior do que
as medições efetuadas na porção superior do arenito Botucatu, sendo seu resultado
final variando de moderada (63) a forte (74). Assim, este setor como é mais resistente
que o material superior (arenito Botucatu típico) e o inferior (formação Rio do Rasto)
forma um nível intermediário resistente à saturação da água e ao cisalhamento,
impedindo, desta forma, a movimentação.
Abaixo deste nível, nos arenitos, siltitos e argilitos da Formação Rio do Rasto
(figura 55 e 56), ocorreu uma queda brusca de resistência, onde vários locais
apresentaram resistência fraca, variando desde moderada a fraca com valores entre 47
a 66, isso sem considerar o fator de acamadamento desta rocha que desempenha um
papel de diminuição da resistência, visto que é uma descontinuidade. Neste nível há
predominância acentuada de linhas de escoamento e de erosão, decorrente da fraca
coesão e da pouca resistência litológica na base da Escarpa.
Já no planalto, na Formação Serra Geral, foram observados dois casos. Um
deles foi no topo de um derrame (figura 57) o qual possui amídalas com preenchimento
de sílica
64
, com tamanho médio de 2 cm a 5 cm, com várias fraturas decorrentes da
contração no período de resfriamento da lava e também fraturas atectônicas, ou seja,
descontinuidades bastante irregulares tanto verticais (com maior espaçamento) como
horizontais (com fraturamento mais serrado). Também está ocorrendo esfoliação
esferoidal (figura 58) em muitos blocos e, no topo deste afloramento, há capeamento
raso de solo.
Neste caso a dificuldade na realização das medições da direção do fraturamento
predominou, isso porque como havia tanto diáclases horizontais como verticais foi
necessário um estudo mais detalhado a fim de selecionar quais deveriam ser
consideradas na classificação final (predominando as com maiores expressões). De um
modo geral a resistência final neste local foi moderada.
64
“As vesículas podem ser parcial ou totalmente preenchidas, quando passam a ser chamadas de
amígdalas, e os minerais mais comuns são quartzo, sílica amorfa, zeólita, calcita, celadonita e clorofeíta,
mais raramente cobre nativo, malaquita, azurita e outros produtos de oxidação. A vesiculação
desenvolve-se pela migração dos fluidos, geralmente assimilados das encaixantes e do ambiente de
erupção, para as bordas do derrame” (MINEROPAR, 2007, p.31)
152
Figura 55 e 56: Formação Rio do Rasto. O afloramento do arenito branco tem
aproximadamente 2m de altura.
Foto: Solange F. Vieira (junho de 2007)
Figuras 57 e 58: Topo de derrame da Formação Serra Geral. Basalto bastante
fraturado sofrendo esfoliação esferoidal.
Fonte: Solange F. Vieira (julho de 2007)
153
O outro caso estudado foi em uma zona intermediária do derrame. Neste local
foram observadas erosões superficiais em feições côncavas circulares, com diâmetros
variáveis de 0,5 cm a 2 cm e também descontinuidades com preenchimentos
intemperizados. Quanto à resistência o resultado foi bem diferente da zona do topo do
derrame sendo a soma total 94 com resistência muito forte, e em outro caso, apenas
forte com peso total 76 de resistência. De modo geral, esta formação se caracteriza
como a mais resistente litologia encontrada na área de estudo, sendo predominante de
resistência forte e, apenas quando alterado, diminui para moderado.
O quadro (9) apresenta a síntese dos resultados obtidos com a referida
metodologia de resistência global das rochas que compõem o setor central da Serra da
Esperança. Neste quadro é possível observar os resultados, os quais variaram desde
muito fraca até muito forte. Todavia, como observado, foram realizadas poucas
medições devido ao fato da Serra da Esperança possuir relevo dissecado, os quais
somados com a densa cobertura vegetal e com a escassez de afloramentos dificultaram
o acesso e não permitiram a realização de medições mais detalhadas dos lineamentos
e aplicação da metodologia de Resistência Global da Rocha em muitos setores, como
era o esperado.
Quadro 9: Resultado Final da Resistência das rochas do setor central da Serra da
Esperança. Derivado da soma de todos os parâmetros analisados.
Resultado final da resistência das rochas do setor central da Serra da Esperança
A
Muito forte
100-91
B
Forte
90-71
C
Moderada
70-51
D
Fraca
50-26
E
Muito fraca
<26
Formação Rio do Rasto
61/66/55 48/47
Formação Botucatu (Arenito Sub-
áquatico)
74 63/68
Formação Botucatu (Arenito eólico)
54/68/53 46
Formação Serra Geral (basaltos)
94 71/71/
76/76/ 83
63
Fonte/Org: Solange F. Vieira (2008).
Os resultados finais apontam para resistência predominantemente moderada a
fraca, tanto para o Botucatu eólico quanto para as rochas da Formação Rio do Rasto;
154
ao contrário, no arenito subaquático da Formação Botucatu a constante é moderada,
chegando em certos locais a forte e no topo de modo geral, o resultado final foi forte.
No entanto, se somente fosse considerado o fator resistência da rocha fresca
(primeiro tópico analisado nesta metodologia, sendo que a mesma compreende ao todo
7 parâmetros, como descrito no tópico 4.2.8) o qual é obtido através de medição
realizada com o aparelho esclerômetro, o resultado seria o seguinte: Formação Rio do
Rasto se enquadraria totalmente na resistência muito fraca, o arenito subaquático
Botucatu ficaria um pouco mais resistente que porção inferior entre as classes de fraca
a moderada, já no nível acima do arenito eólico Botucatu a resistência cairia
novamente ficando entre moderada a muito fraca, e no topo entre forte e muito forte,
como é mostrado no quadro 10.
A diferença nos resultados ocorre devido aos demais parâmetros considerados
nesta metodologia que, em alguns casos, não puderam ser completamente
considerados precisando, com isso, serem adaptados às características do local
estudado. Como por exemplo, a questão do acamadamento das rochas sedimentares e
a densidade de fraturamento nas áreas de topo de derrame. Portanto, verificou-se que
o fator que melhor se adequou ao que foi constatado em campo foi o primeiro
parâmetro; sendo assim o mais indicado e preciso na compreensão do fator de
resistência nos movimentos de massa no setor central da Serra da Esperança.
Quadro 10: Resultado obtido somente com análise do primeiro parâmetro
avaliado: Resistência da rocha fresca
1 - Resistência da rocha Fresca
A
Muito forte
100-60
B
Forte
60-50
C
Moderada
50-40
D
Fraca
40-35
E
Muito fraca
35-10
Formação Rio do Rasto
30/20/14/17/21
Formação Botucatu (Arenito
Sub-áquatico)
45 39/39
Formação Botucatu (Arenito
eólico)
42 29/21/31
Formação Serra Geral (basaltos)
66/62/61/64
54/54
Fonte/Org: Solange F. Vieira (2008).
Assim, conclui-se que a área de estudo, apresenta na base um nível muito frágil
composto pelos arenitos, siltitos e argilitos da Formação Rio do Rasto, de composição
155
predominantemente de areia fina e média e com certo percentual de silte/argila, o que
explica a grande quantidade de linhas de escoamento presentes no pé da Serra.
Passando para um setor um pouco mais resistente dos depósitos sub-aquáticos, de
composição mais grosseira variando de areia média a grânulo. Sendo que acima os
arenitos eólicos botucatu diminuem em certos locais a resistência e também sua
composição passa ser de areia fina, e por fim, no topo as rochas mais resistentes da
Formação Serra Geral, os basaltos.
Desse modo, com a aplicação da referida metodologia (a qual incluiu a medições
dos lineamentos) e juntamente com as análises granulométricas foi possível
estabelecer a resistências das rochas que compõem o setor central da Serra da
Esperança e, assim, traçar o nível de influência deste fator na questão da instabilidade
nas encostas da região.
Por fim, acredita-se que o conhecimento da estrutura e da natureza das encostas
são imprescindível para se entender os fatores de suscetibilidade que uma vertente
pode apresentar com ou sem intervenção antrópica. Sendo, portanto, de importância
fundamental o estudo geológico para estabelecimento das condições de segurança e
estabilidade de uma encosta.
6.3 Aspectos Geomorfológicos
A pesquisa geomorfológica, de acordo com Xavier da Silva (2003) permite a
utilização e classificação, considerando a forma, a composição e os processos
geradores e modificadores das entidades geomorfológicas (unidades territoriais do
ambiente). A geomorfologia sistematiza o conhecimento sobre a forma e natureza do
substrato físico onde acontecem às atividades humanas.
Estes aspectos são de extrema importância quando se analisa a suscetibilidade
de uma área a erosão ou a movimentos de massa, pois as características
geomorfológicas vão dar indício, somado com o fator geológico e climático, de quão
estável se encontra esta área e de como ela pode ser utilizada sem comprometer seu
equilíbrio.
156
Na mesma linha Tricart (1972) afirma que o fator geomorfológico é determinante,
permitindo definir as unidades majoritárias em função do produto entre a estrutura e as
formas do relevo.
Dessa forma, segundo Demek (1972) citado por Rodrigues e Brito (2000), o
mapa geomorfológico de detalhe tem as seguintes funções reconhecimento da forma
de relevo da área mapeada e de análise com o propósito de: estabelecimento de
medidas qualitativas e quantitativas das formas, a elucidação da gênese através da
determinação de correlação com materiais, processos morfodinâmicos e idade,
estabelecimento de seu arranjo espacial e sistema de relações mutuas.
Nessa linha, o mapa geomorfológico do setor central da Serra da Esperança foi
elaborado com intuito de compreender a dinâmica morfológica nos processos de
movimentos de massa. Os procedimentos adotados foram fotointerpretação prévia e
várias atividades de campo para mapeamento dos modelados, das formas e processos.
Todavia, a elaboração deste cartograma não aconteceu de forma simples, isso
porque ocorreram vários problemas no decorrer de sua confecção, os quais podem ser
divididos em atividades de campo e em laboratório.
Começando pelas dificuldades encontrada em campo, como já enfatizado no
tópico 6.2, essa se deve ao fato da área de estudo possuir densa cobertura vegetal e
muitos setores de forte declividade, desse modo constituindo locais de difícil acesso
para realização do mapeamento.
Quanto às dificuldades enfrentadas em laboratório, estas se deram devido a falta
de precisão geométrica da base, a qual dificultou a plotagem dos pontos coletados com
GPS. Outro problema foram as fotografias aéreas, que apresentaram diferença de
escala entre as faixas, tornando a confecção dos overlays um trabalho dispendioso não
permitindo assim fazer o mosaico entre elas
65
, o qual era objetivado inicialmente.
Desse modo, mesmo com a imprecisão geométrica na base e a impossibilidade
de realizar a “mosaicagem” decorrente da diferença de escala entre as fotos, a única
maneira foi adaptar os elementos geomorfológicos conforme a hidrografia da carta e
65
A autora depois de elaborar os overlays, escaneou-os mesmo e georreferenciou-os, depois disso foi
comprovada o problema da escala, pois não foi possível realizar o mosaico objetivado, isso porque as
fotografias não se sobrepunham igualmente.
157
complementar a mesma
66
. Assim, mesmo enfrentando diversos impasses, o mapa
geomorlógico do setor central da Serra a Esperança foi gerado (mapa 7).
Este mapa (7) representa a síntese das Unidades Geomorfológicas, divididas em
Modelado de dissecação e Modelado de Acumulação, Formas e elementos estruturais,
Processos dominantes na encosta, Formas de Erosão e Hidrografia mapeada e
fotointepretada na área.
Essas informações contidas no mapa foram representadas em sua maior
aproximação da real dimensão e posicionamento, em função da sua escala de
representação que foi de 1:25000. Cada uma destas representações será descrita
individualmente a seguir.
Por conseguinte, também foi elaborado o bloco diagrama da área de estudo para
melhor visualização do relevo (figura 59). Nele é possível observar o relevo
movimentado e toda a morfologia do setor central da Serra da Esperança.
Figura 59: Bloco diagrama do setor central da Serra da Esperança
Fonte: Solange F. Vieira (2008)
66
Para este procedimento foi utilizada a mesa de luz.
158
MAPA 7: GEOMORFOLÓGICO DO SETOR CENTRAL DA SERRA DA ESPERANÇA,
NA DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E PRUDENTÓPOLIS,
PARANÁ.
159
6.3.1 Modelados de Dissecação e de acumulação
Como é possível visualizar no mapa Geomorfológico do setor central da Serra da
Esperança ilustrado anteriormente, foram mapeados as Unidades Geomorfológicas, as
quais compreendem o modelado de dissecação e modelado de acumulação.
Segundo Werlang et al. (2005), o propósito de estudar o relevo através do
modelado (nesse caso de dissecação e acumulação) está no sentido de que a relação
entre a erosão e a rede de drenagem é bastante restrita permitindo qualificar a
configuração da drenagem como resultado de erosão.
No modelado de dissecação estão representados: o Planalto, o qual assenta-se
sobre a Formação Serra Geral, localizado no topo da Serra e assim modelado de maior
altitude da área, correspondendo a aproximadamente 47,2 km²; a Escarpa
67
localizada
no contato entre o basalto e o Arenito Botucatu, e entre o Botucatu e o Arenito Rio do
Rasto sendo este o local de maior inclinação e de ruptura de declive onde se dá os
processos de movimentos de massa mapeados, com área aproximada de 28,7 km²; e
Dissecação em Colinas área de relevo suavemente movimentado formado sobre as
rochas da Formação Rio do Rasto, situada no segundo Planalto, com área de mais ou
menos 18,5 km².
De acordo com a MINEROPAR (2007), a geomorfologia no Segundo Planalto,
mais especificamente no Planalto de Prudentópolis, apresenta-se pouco dissecado e
ocupa uma área de 621,19 km², sendo a classe de declividade predominante menor
que 6% em uma área de 378,63 km². Em relação ao relevo, possui um gradiente de 420
m, com altitudes variando entre 620 m (mínima) e 1.040 m (máxima) s.n.m. (sobre o
nível do mar). As formas predominantes são topos aplainados, vertentes convexas e
vales em V aberto, modeladas em rochas da Formação Rio do Rasto.
Com relação à morfologia, Maack (1947) afirma que pela posição não perturbada
e pelo suave mergulho das camadas de sedimentos para NW, W e SW, no interior do
Paraná e Santa Catarina, desenvolveu-se uma paisagem de degraus estruturais,
através de toda extensão do planalto do interior, coberto por camadas gonduânicas do
paleozóico e mesozóico. Cada degrau estrutural forma um arco ou ângulo reto, com a
testa dirigida para leste, abrangendo o complexo cristalino abaulado em forma de
67
A unidade delimitada como Escarpa compreende: a escarpa e o tálus.
160
domo, por exemplo, a escarpa Devoniana no Paraná (Serrinha, Serra das Furnas, etc.)
e a escarpa Triássico-Jurássica (Serra Geral, Serra do Espigão e Serra da Esperança)
em Santa Catarina e no Paraná.
Já o Planalto de Guarapuava - Palmas (Terceiro Planalto) apresenta dissecação
baixa e ocupa uma área de 3.266,71 km², sendo a classe de declividade predominante
menor que 6% em uma área de 2.237,82 km². Com relação ao relevo, apresenta um
gradiente de 840 metros, com altitudes variando entre 520 metros (mínima) e 1.360
metros (máxima) s.n.m. As formas predominantes são topos aplainados, vertentes
retilíneas e convêxas e vales em U, modeladas em rochas da Formação Serra Geral. O
planalto de Palmas-Guarapuava é sustentado tipicamente pelos ignimbritos que
recobrem os derrames tabulares. O controle geológico desta subunidade é tão evidente
que os mapas geológico e geomorfológico coincidem quase perfeitamente, tendo a
geomorfologia contribuído para delimitar mais precisamente a área de afloramento das
rochas ácidas (MINEROPAR, 2007).
No modelado de dissecação da Escarpa estão localizadas, de forma mais
concentrada, a hidrografia, a qual tem entalhado cada vez mais os depósitos de
encostas e resultado em anfiteatros e erosões lineares acentuadas na parte baixa da
Escarpa (descritos a seguir). É na Escarpa também que são observados o recuo da
vertente, devido às quedas de bloco, escorregamentos e erosões remontantes dos rios.
Com efeito, no modelado de Dissecação em Colinas a declividade é mais amena
e o relevo é menos movimentado entre os relevos dissecados, sendo este composto de
morros pouco elevados sobre as rochas da Formação Rio do Rasto.
Portanto, como pode ser constatado no mapa geomorfológico, as áreas com
indícios e com cicatrizes de movimentações observados no setor central da Serra da
Esperança correspondem aos modelados de dissecação, principalmente e
predominantemente no Setor da Escarpa, visto que é nesta porção que se localizam as
maiores declividades e no qual corresponde a forte ruptura de declive.
Já no modelado de acumulação, como o nome já sugere é onde estão
depositados os materiais aluviais, localizados nas margens dos canais, divididos em:
planície aluvial (nas margens dos rios das áreas mais baixas) oriundas de acumulação
161
fluvial constituídas de seixos, blocos rolados e cones de dejeção no Pé da Serra e
várzea do planalto (nas margens dos cursos d´água do platô).
Ambos os modelados estão representados no mapa geomorfológico por
polígonos com cor correspondente a cada tipo de modelado.
6.3.2 Formas e elementos estruturais
A interpretação geomorfológica dá indícios de rupturas, que podem estar ligadas
a diferenças litológicas. Este aspecto foi observado durante os trabalhos de
mapeamento, onde em gabinete surgiram hipóteses de possíveis limites geológicos
devido à observação das formas geomorfológicas, e em campo esses indícios levaram
a limitação precisa de cada formação.
Quanto às formas e conjunto de formas estas participam da composição do
relevo em diferentes escalas. Elas ao serem observadas num curto espaço de tempo se
mostram com aparência estática. Porém, estão continuamente sendo retrabalhadas por
processos erosivos ou deposicionais (WERLANG et al 2005).
Desse modo, as formas estruturais mapeadas foram: cornija basáltica principal,
outra cornija e patamar estrutural. Optou-se em utilizar o termo cornija para as rupturas
de declive, dividindo as em dois tipos: as localizadas na ruptura da cobertura basáltica,
sendo estas mais representativas e por isso consideradas principais e as outras cornijas
que são as secundárias, podendo tanto estar localizada na ruptura de um derrame
basáltico quanto na ruptura do arenito Botucatu, todavia com menor expressão que as
primeiras.
Tais formas apresentam-se no terreno como rupturas de declive, representando
segmentos topográficos de menor espessamento do solo e de maior declividade,
podendo chegar a paredões rochosos, como, por exemplo, cascata do basalto (figura
44) sendo também freqüentes na Formação Botucatu (figura 60) e especificamente na
parte inferior mais resistente.
Quanto aos elementos estruturais foram mapeadas as falhas/fraturas, que estão
melhores descritos no tópico 6.2.5. Tanto as formas como os elementos estruturais
estão representados sobre o mapa com símbolos na cor preta.
162
6.3.3 Processos dominantes na encosta
Em relação aos processos dominantes na encosta, estes referem-se aos
principais movimentos de massa levantados, os quais foram: deslizamento
translacional, deslizamento rotacional e queda de blocos.
Todos os processos mapeados que estão representados no mapa são mais bem
detalhados no tópico 5, que trata especificamente dos processos levantados em toda a
área de estudo.
Como observado no mapa geomorfológico, esses se concentram na faixa que
compreende a Escarpa, sendo apenas 2 casos encontrados no setor de dissecação em
colinas. Um dos processos trata-se de deslizamento rotacional com grande expressão,
no qual movimentou as rochas da Formação Rio do Rasto, sendo o outro exatamente
em frente ao rotacional refere-se a um deslizamento translacional raso de pequena
proporção no depósito de encosta sob a mesma litologia, ambos localizados nas
margens da rodovia.
Também constatou-se no mapa, que na descida da Serra, em ambas as
margens da rodovia BR 277, há grande quantidade dos processos tanto de queda de
bloco como de deslizamento. Nota-se que próximo à cicatriz de 1998 eles se dão de
forma mais concentrada, sendo que na curva da rodovia federal atual (próximo a cornija
basáltica) estão os casos mais preocupantes de queda de bloco. Neste mapa é
Figura 60:
Ruptura de declive
no arenito subaquático,
porção inferior da Formação
Botucatu.
Obs: Afloramento com
aproximadamente 3 m de altura.
Foto: Solange F. Vieira (Junho de
2007).
163
representado apenas uma vez o movimento, que, devido à escala, não permitiu maiores
detalhamentos e assim a inclusão de símbolos para todos os locais com pequenos
processos.
Entre os deslizamentos os mais freqüentes são os translacionais, que mobilizam
o manto de alteração, os depósitos de encostas e as rochas do embasamento. Já os
deslizamentos rotacionais se apresentam na Serra em menor freqüência, sendo apenas
três casos levantados, um deles já comentado acima na margem da rodovia, e os
outros 2 localizados em uma mesma encosta na Escarpa, um em um canal de primeira
ordem, e outro na margem do mesmo rio.
Todos estes movimentos estão ilustrados no mapa geomorfológico com símbolos
de cor vermelha, diferenciados entre queda de bloco, deslizamentos translacionais e
rotacionais.
6.3.4 Formas de Erosão
Nas formas de erosão, estão ilustradas: ruptura convêxa, anfiteatro, crista
angulosa, colo e voçoroca.
As rupturas convêxas são áreas de quebra de declive abrupta onde não se forma
uma cornija propriamente dita, são áreas de topos de morros íngremes e elevados
(quando localizados sobre o planalto), em algum locais encontram-se no contato entre
os modelados de dissecação.
Já as rupturas côncavas representam a não continuidade do aclive nos vales,
gerando ruptura em forma de colher limitando tanto as planícies aluviais como as
várzeas do planalto.
Os anfiteatros compreendem terrenos de forma circular gerado por erosão na
encosta; na área de estudo estão localizados principalmente na escarpa, sendo o maior
deles mapeado sobre a rodovia estendendo por toda a sua margem. Nessas formas
são observados vários canais responsáveis pela erosão linear concentrada em diversos
setores das encostas da Serra.
Por sua vez, as cristas angulosas representam os pontos mais altos no qual
divergem dois declives de modo acentuado. Foram poucos os topos de morros
164
mapeados com esta forma na área de estudo, isso porque muitos dos morros
apresentam-se mais erodidos e com forma tabular.
Quanto à forma de colo, esta foi mapeada como uma depressão acentuada na
linha de crista da serra, ou seja, porções rebaixadas ao lado de pontos culminantes.
Foram poucos os locais que apresentavam esta forma, sendo que quando presentes
estão localizados sobre a Formação Serra Geral sobre o Platô, próximos do limite com
a Escarpa.
E, por fim, a forma erosiva voçoroca
68
localizada em uma antiga estrada rural na
subida do morro do Chapéu. Este processo se deu devido ao escoamento superficial
concentrado, pisoteio do gado na encosta, abertura de estrada em litologia pouco
resistente, seguindo a declividade do terreno, e sem medidas adequadas de
construção, os quais resultaram em profunda erosão linear, deixando grandes sucos
erosivos, como ilustrado nas figuras (61 e 62) a seguir.
Figura 61 e 62: Voçoroca em antiga estrada em direção ao morro do Chapéu.
Fonte: Solange F. Vieira (março de 2008).
Esta voçoroca esta cortando depósito de encosta de aproximadamente 1 a 2 m
de espessura, que recobre os siltitos e argilitos da Formação Rio do Rasto, com
camadas aflorantes de cores alternadas de verde, laranja, bordo e branca.
68
Segundo Oliveira 2005, p. 58 ravinas e voçorocas “podem ser consideradas como incisões que
resultam da tendência de sistemas naturais a atingir um estado de equilíbrio entre energia disponível e
eficiência do sistema em dissipar energia”.
165
Constatou-se também que grande parte desta encosta (vide mapa
geomorfológico) está degradada, sendo que as antigas trilhas abertas nesta
propriedade se transformaram em sulcos erosivos profundos intransitáveis.
No mapa as formas erosivas estão representadas com símbolos diferenciados na
cor verde escuro.
6.3.5 Hidrografia
A hidrografia foi complementada com trabalhos de campo e fotointerpretação,
elas foram divididas em: curso d´água permanente (possui fluxo contínuo), curso
d´água intermitente (nem sempre possui água), cascata/corredeira e zona úmida
(localizada na cabeceira de alguns rios no planalto). A hidrografia está representada
com símbolos diferenciados na cor azul em todos os mapas.
6.3.6 Fator declividade
Dentre os fatores geomorfológicos, os parâmetros topográficos, tratam da
relação entre forma e hidrografia da encosta; eles englobam parâmetros de:
declividade, forma da encosta, área de contribuição, orientação da encosta, espessura
do solo, comprimento da encosta, (as) simetria dos vales e elevação (FERNANDES e
AMARAL, 1996).
Esses fatores foram evidenciados em campo, pois nos locais mais íngremes, de
grande comprimento da vertente, com solos pouco espessos ou até mesmo
inexistentes, aliado ao material pouco coeso, o fator hidrográfico se mostrou mais
ampliado, sendo que em períodos chuvosos com maior incidência de erosão linear.
Desse modo, acredita-se que as características topográficas de um local devem ser
consideradas fatores resposta no estudo da estabilidade de um ambiente físico.
Por conseguinte, a declividade, de acordo com Fernandes et al. (2001), vem
sendo considerada como principal e como único parâmetro de caráter topográfico
incorporado nos trabalhos de previsão e definição de áreas instáveis. Todavia, segundo
os autores, isso gera distorções nas análises de deslizamentos, mostrando assim a
necessidade de considerar outros fatores além da declividade.
166
Em alguns casos a declividade pode até ser um fator importante, mas com
certeza não é o único condicionante quando se trata dos processos de deslizamento.
Esses processos têm causas diversas e, na maioria das vezes, trata-se da soma de
fatores que os desencadeiam e não apenas um único. Desta forma, seria incorreto
afirmar que apenas a precipitação é a responsável por todos os deslizamentos que
ocorrem no Brasil. Afinal, ela atua em ambientes com a estabilidade comprometida,
agindo assim, como um dos principais deflagradores em locais onde as características
litológicas e geomorfológicas demonstram a propensão e a movimentações.
Nessa linha, Fiori (1995a) afirma que os movimentos de massa são fortemente
condicionados pela morfologia da vertente, sendo então o ângulo de inclinação e a
altura da encosta, fatores importantes no estudo de estabilidade. No Brasil, os eventos
catastróficos de movimentos de massa, ocorrem em áreas que apresentam alto ângulo
de inclinação.
Com efeito, Dias e Herrmann (2002) consideram a morfologia do terreno um dos
importantes fatores que condicionam a ocorrência de movimentos de massa. A
declividade favorece o rápido descolamento de massas de solo e blocos de rochas ao
longo das vertentes pelo efeito da gravidade e, de acordo Fernandes et al. (2001)
atuando no controle da distribuição espacial dos deslizamentos, desse modo
evidenciando-se e comprovando o importante papel desempenado pela morfologia no
condicionamento destes processos
69
.
Enfatiza-se então, que a declividade é um dos fatores decisivos para os
deslizamentos (VIEIRA, 2004), isso porque como afirmado por Herrmann (1999 p.256):
Vários fatores contribuem para a ocorrência de movimentos de massa, porém,
a declividade das encostas é considerada como um dos parâmetros
fundamentais para a análise e cartografia das áreas suscetíveis a
escorregamentos
.
69
Os autores ainda afirmam, que também a área de contribuição é um parâmetro morfológico muito
importante, devendo ser incorporado nas metodologias de previsão de áreas de risco a deslizamentos.
Ou seja, ir além da tradicional medição da declividade do terreno. Desse modo, eles acreditam que uma
melhor investigação dos parâmetros morfológicos, destacando a forma da encosta, e área de
contribuição possibilita uma melhor compreensão dos mecanismos de ruptura e uma previsão mais
efetiva dos processos.
167
Dessa maneira, segundo Vieira (2004) a suscetibilidade a deslizamentos
aumenta com a elevação da declividade, contudo, não é o único fator condicionante.
Isso porque a forma da encosta é um aspecto importante a ser considerado nos
estudos dos movimentos de massa. Ela exerce influência no controle da distribuição
espacial dos deslizamentos, sendo definida em função da distribuição e associação da
declividade ao longo da encosta. Desse modo, essa autora considera que, as encostas
com grande amplitude, alta declividade, perfil retilíneo a suavemente côncavo, são
áreas com grande suscetibilidade a deslizamentos.
Por conseguinte, Dias e Herrmann (2002) exemplificam a importância da atuação
da forma afirmando que a ela atua diretamente gerando zonas de convergência e
divergência dos fluxos de água em superfície e subsuperfície. Sendo que as encostas
retilíneas são as mais perigosas, por apresentarem uma declividade relativamente
constante, facilitando o rápido deslocamento dos materiais superficiais.
Em geral, as vertentes retilíneas e côncavas são as mais suscetíveis à
deflagração de movimentos de massa, por concentrarem mais fluxo de água e,
segundo Carvalho e Riedel (2005) estarem, associadas a solos de espessura rasa a
mediana. Também a altura da encosta condiciona, pois gera mais água a ser infiltrada e
acumulada na parte mais baixa da encosta em subsuperfície.
Agnesi et al. (2003) realizaram um estudo sobre a instabilidade de talude para a
bacia do rio Giardo (Sicília), onde eles avaliaram o relacionamento entre a instabilidade
do talude e algumas causas selecionadas. Assim eles constataram que há forte
correlação entre movimento de massa e atributos geomorfológicos.
Desse modo, observando-se a questão da declividade nos deslizamentos optou-
se neste trabalho por elaborar um mapa de declividade mais abrangente do setor
central da Serra da Esperança ilustrado a seguir (mapa 8).
168
MAPA 8: DECLIVIDADE DO SETOR CENTRAL DA SERRA DA ESPERANÇA, NA
DIVISA ENTRE OS MUNICÍPIOS DE GUARAPUAVA E PRUDENTÓPOLIS, PARANÁ.
169
Note-se, no entanto, que como o mapa de declividade
70
foi gerado a partir do
software Surfer 8 (descrito no tópico 4.2.3) o qual trabalha com dados matemáticos, não
possibilitou a confecção de um mapa perfeito com classes de declividade bem definidas
no relevo. Todavia foi a melhor opção para geração de um mapa ilustrativo das
declividades da área.
Outra questão se deve ao fato da base cartográfica utilizada apresentar curvas
de níveis com eqüidistância de 20 metros, o que também não possibilitou a geração de
um mapa de declividade mais detalhado, visto que isso seria o mais apropriado na
análise dos deslizamentos. De qualquer forma, o mapa de declividade, mesmo com
suas deficiências, ilustra de modo geral como se dá a inclinação do relevo na área de
estudo.
Mediante a compilação das inclinações dos terrenos nas áreas escorregadas e
com indícios de novas movimentações foi possível visualizar que o fator de inclinação
das encostas tem um papel preponderante nos movimentos de massa do setor central
da Serra da Esperança. Os mais expressivos movimentos ocorreram em terrenos de
forte inclinação, com declividade em torno de 30 a 45%.
No caso das vertentes da área de estudo, principalmente nas margens da BR
277, a encosta já apresentava declividade acentuada, a qual devido o corte vertical feito
para a construção da rodovia, aumentou seu ângulo de inclinação e com isso a os
fatores de suscetibilidade a movimentação.
Dessa forma, ao se comparar os processos mapeados na Serra (ilustrados no
mapa geomorfológico) com a declividade representada no mapa, é possível observar
que o forte declive esta presente nas áreas onde foram levantadas as maiores
quantidades de deslizamentos.
Assim, conclui-se que a declividade é um dos grandes fatores desestabilizadores
causadores de movimentação em toda a área de estudo. Ainda mais quando aliado ao
fator pluviométrico (principal deflagrador), ao fator estrutural (fraturas e litologias
heterogênea) e aos demais fatores geomorfológicos. Isso porque o que ocorre é uma
70
O software Idrisi também possibilita a confecção do mapa de declividade, contudo o mesmo não
apresentou uma qualidade satisfatória, por isso foi utilizado o software Surfer 8 para confecção deste
mapa, o qual permitiu uma melhor visualização das declividades presentes nas Serra da Esperança.
170
combinação
71
das características físicas da área, somadas a modificação antrópica da
encosta, que leva a movimentação.
Portanto, acredita-se que a soma das características geomorfológicas da área
pesquisada deram indícios importantes de como pode vir a ocorrer os movimentos de
massa.
6.4 INTERFERÊNCIA ANTRÓPICA
A área pesquisada localiza-se a margem da rodovia da BR 277, a qual foi
construída mediante corte no talude. Por isso, acredita-se que essa interferência na
dinâmica natural da encosta tenha funcionado como ação catalisadora dos diferentes
tipos de movimentos de massa presentes na Escarpa da Esperança (VIEIRA, 2005).
As rodovias, em geral, causam grandes impactos na paisagem, principalmente
quando são implantadas em encostas, sem um estudo adequado do seu grau de
instabilidade. Essa alteração no equilíbrio natural da vertente pode resultar em
deslizamentos.
De maneira geral, as formas de uso de encostas e solo atuam decisivamente na
deflagração de movimentos de massa. A abertura de ruas, estradas e rodovias,
seguindo a declividade das encostas, contribuem para a concentração de fluxos de
água tanto subsuperfície como em superfície, gerando zonas de saturação propícias a
esses processos (DIAS e HERRMANN 2002).
Dessa forma, a realização de cortes excessivos para a implantação de
edificações e acessos sem estudo prévio do solo e do sistema de drenagem, bem como
os cortes sem a sustentação por meio de obras de engenharia, acentuam a declividade
de encostas (PISANI S/D).
Na mesma linha, Christofoletti (2003) afirma que na construção de rodovia, a
omissão ou a avaliação inadequada dos condicionantes geomorfológicos causa
71
Combinação método proposto por Cholley (1964) para o estudo de Geografia, haja vista que esta
estuda a relação da sociedade e natureza, ou seja, das combinações, que podem ser entre os fatores
físico, biológico e humano.
171
dificuldade na construção, gerando prejuízos e obstáculos para a manutenção e até
para a alteração no traçado inicial das estradas.
Assim, pequenas alterações nas vertentes podem provocar a procura de um
novo equilíbrio, causando a instabilidade da vertente (BIGARELLA, 2003). Para que
isso não aconteça deve ser considerado para a construção de rodovias, dentre outros
aspectos, a rugosidade topográfica, o lineamento e o talhe das formas de relevo, a
amplitude dos vales e a grandeza das planícies de inundação (CHRISTOFOLETTI,
2003), prevenindo assim problemas futuros, como a deflagração de movimentos de
massa ou problemas ligados com as enchentes.
Entretanto, não é bem isso que acontece, segundo Bigarella (2003) o estudo
para construção de estradas e obras nas vertentes limita-se a uma área restrita e as
análises dependem da importância da obra e dos recursos envolvidos. Sendo a
estabilidade necessária somente durante a vida útil da obra, normalmente por alguns
anos.
Contudo, muitos procedimentos podem ser aplicados para minimizar os efeitos
negativos da atividade antrópica no meio físico (como, por exemplo, dos
deslizamentos), a validade de sua aplicação baseia-se no conhecimento das
características geomorfológicas (CHRISTOFOLETTI, 2003).
No caso da área estudada, indícios levam a crer que não foi feito um estudo
adequado quanto às características intrínsecas da encosta para a construção da
rodovia. No entanto, no caso do deslizamento de abril de 1998 acredita-se que a causa
tenha sido a soma de fatores como: geológico (passagem de fraturas, derrame de
basalto entre o arenito botucatu formando um nível mais resistente), geomorfológico e
antrópico (influência da declividade que se tornou ainda mais acentuada com o corte
feito para a construção da rodovia), e climático (presença de chuvas concentradas) que
tenham sido os responsáveis pelo deslizamento e pela recorrência dos processos na
Escarpa da Esperança.
Desse modo, a rodovia tem atuado como intensificadora dos processos que
ocorrem no setor central da Serra da Esperança. Este fato é visível nas fotografias
aéreas, devido ao rejeito da construção da mesma e da falta de canalização adequada
da água. Em campo evidenciou-se que a água canalizada do paredão da Escarpa é
172
liberada do outro lado da rodovia, em área de forte declividade sobre material de rejeito
pouco consolidado. Com isso não apenas a água da chuva, que é um fator dinâmico,
satura este material, como uma quantidade maior de água que é lançada encosta
abaixo, potencializando a deflagração destes processos.
7. AVALIAÇÃO DA SUSCETIBILIDADE A MOVIMENTOS DE MASSA NA ESCARPA
DA ESPERANÇA
Efetuada a análise das características do meio físico do setor central da Serra da
Esperança, as quais potencializam a ocorrência dos movimentos de massa
(deslizamentos e quedas de bloco), apresentadas no capítulo anterior desta dissertação
e através dos mapas gerados, parte-se finalmente para a apresentação das áreas
suscetíveis a movimentos de massa.
O mapa de suscetibilidade gerado na escala de 1:25000 representa a síntese
cartográfica de todas as informações levantadas nas fases de gabinete, campo e
laboratório. Este cartograma (mapa 9) foi elaborado a partir das análises e cruzamentos
dos mapas de declividade, geológico e geomorlógico.
Os pesos atribuídos às classes dos mapas temáticos
72
são fundamentados no
conhecimento do processo, apoiado pela pesquisa bibliográfica e também
caracterizando o modelo "knowlegde driven" utilizado. São atribuídos diretamente os
valores numéricos, correspondentes aos pesos, de acordo com a influência de cada
classe temática na deflagração do processo, no caso, os movimentos de massa. Estes
pesos podem variar de acordo com o processo a ser analisado, com a área de estudo e
sua dinâmica superficial e até mesmo com o julgamento de cada pesquisador, podendo
ser modificados a qualquer momento (CARVALHO e RIEDEL, 2005).
72
Os pesos atribuídos aos mapas para geração do mapa de Suscetibilidade estão descritos no tópico
4.2.9.
173
Muitas críticas
73
são feitas a este método chamado “Análises a partir de
mapeamentos geomorfológicos e/ou geotécnicos (método Heurístico)”, no qual é feito o
cruzamento dos cartogramas do meio físico e atribuído peso. Todavia, esse método se
mostrou o mais adequado, sendo, portanto utilizado para geração do mapa de
suscetibilidade a movimentos de massa da Escarpa da Esperança.
Com efeito, a área de estudo é composta principalmente por três grandes
unidades: o Planalto (Terceiro Planalto Paranaense ou de Guarapuava); logo abaixo a
Escarpa (corresponde a área de maior declividade, ou melhor a ruptura de declive do
planalto), as Planícies Aluviais (localizadas nas partes mais baixas do relevo), as
Várzeas do Planalto (localizados no platô, caracterizando áreas úmidas) e Relevo de
Colinas (correspondentes ao relevo ondulado da Formação Rio do Rasto). Nessa
diversidade de formas, percebeu-se que na Escarpa os problemas de deslizamentos
são mais efetivos, devido a vários fatores como: declividade, contato geológico, corte
vertical, materiais pouco coesos na base. Assim sendo, optou-se em elaborar o mapa
de suscetibilidade da Escarpa da Esperança.
Desse modo, no mapa
74
a seguir estão representados as classes de
suscetibilidade da Escarpa da Esperança divididas em: fraca, moderada e forte, bem
como a sua área de equivalência.
Nota-se (mapa 9) que o setor que corresponde a forte suscetibilidade, desse
modo o mais crítico a movimentos de massa na Escarpa, equivale aos setores onde
são encontradas as maiores declividades e onde há o contato litológico entre a
Formação Serra Geral, o arenito Botucatu e a Formação Rio do Rasto. Sendo a última
Formação a mais frágil, e menos resistente litologia presente na área.
Em relação à porção classificada como moderada, esta apresenta-se em setores
específicos entre a porção compreendida como crítica. Isso ocorre devido a diferença
de declividade nestes setores (menores declividades que a classificada como forte).
73
Os pontos positivos e negativos da aplicação desta metodologia já foram apresentadas no referencial
teórico no tópico 3.3.2.
74
Este mapa foi elaborado no software Idrisi, isso porque este programa permite realizar cruzamentos,
todavia o mesmo, como qualquer outro software, apresentou limitações, que neste caso foram quanto a
edição, visto que o mesmo não é adequado para isso (edição final). Já os demais mapas, todos foram
digitalizados e editados no software MicroStation e no V8.
174
Mapa 9: Mapa de suscetibilidade a movimentos de massa da Escarpa da Esperança,
nos município de Guarapuava e Prudentópolis.
175
Já a porção classificada como fraca suscetibilidade equivale a porção superior da
Escarpa próximo ao contato com o Planalto, onde predominam os basaltos com
características estruturais que conferem maior resistência nesta porção, e também é
onde a declividade é menos acentuada.
Quanto à rodovia BR 277, esta ocupa grande porção correspondente a
suscetibilidade forte, fato este evidenciado no campo onde em toda sua extensão há
movimentações e áreas prestes a cair e deslizar. Isso ocorre porque ela está localizada
em área crítica, ou seja, assentada sobre material fraturado, pouco consistente e de
forte declividade, fato este que confere alta suscetibilidade a rodovia no setor de
descida da Escarpa.
Por conseguinte, observou-se que a vertente escarpada do setor central da Serra
da Esperança possui um elevado grau de instabilidade morfodinâmica e controle
estrutural, explicando principalmente movimentos de massa como deslizamentos e
quedas de bloco.
Este fato ocorre devido aos aspectos observados nas rochas da formação Rio do
Rasto situadas na parte inferior da escarpa: essas rochas têm pouca coesão, são muito
friáveis, possuem pouca resistência e na maioria das vezes apresentam-se saturadas.
Estes aspectos explicam a intensa erosão linear causada pelo escoamento superficial e
por múltiplos talvegues e microtalvegues, os quais tem criado um meio frágil, no qual se
dá a erosão na porção inferior da Escarpa.
Estas características associadas à acumulação de águas das chuvas
possibilitam a saturação da rocha e com isso a deflagração dos movimentos de massa,
a exemplo, dos deslizamentos.
Outra característica importante a se enfatizar é a diferença de resistência entre
as litologias e principalmente em mesmas litologias. Isso pode explicar o porque em
certos locais há movimentação e em outros não. Fato este observado com a análise em
campo dos afloramentos.
Por conseguinte, Fernandes et al. (1974) consideraram que o pior problema na
Serra da Esperança está relacionado ao manto de intemperismo (chamado
erroneamente pelos autores como tálus) que capeia tanto o arenito Botucatu quanto o
basalto muito alterado. Segundo eles há “tálus” de diferente natureza, sendo um deles
176
não cimentado, o qual causa maiores problemas e onde são freqüentes as surgências
d’água nos contatos “tálus-rocha” subjacentes onde se situam os pés dos
escorregamentos. Quanto ao outro tipo, referem-se ao “tálus” cimentado, o qual apesar
de estar localizado em áreas de forte inclinação dos cortes onde exposto, não há
indícios de instabilização.
Estas áreas correspondem ao manto de alteração, formado sobre o basalto
gerando quedas de detrito e sobre o Botucatu, formando os depósitos de encostas.
Somando-se a isso, têm-se os paredões verticais do Arenito Botucatu, o basalto
alterado do topo, e os arenitos e siltitos pouco coesos e de fraca resistência da base,
transformando o ambiente em local propício a ação destes processos, os quais
intensificam-se devido à forte declividade, e com isso são deflagrados nos períodos de
intensa precipitação.
Também foi possível observar nas atividades a campo, que a Escarpa da
Esperança como um todo possui grande quantidade de água exfiltrando dos paredões,
fato este evidenciado em épocas de estiagem. No período em questão foi possível
observar exfiltração de água no paredão de Botucatu, tanto no seu contato inferior (com
a formação Rio do Rasto) como no contato superior (com o basalto da Formação Serra
Geral). Isso comprova que a Serra dispõem de grande quantidade de água
armazenada, possivelmente nos poros das rochas, como também nos contatos
litológicos, fazendo com que a saturação ocorra mais rapidamente em períodos de
intensa pluviosidade.
Ressalta-se na Escarpa da Esperança a preponderância do controle estrutural
como uma das condicionantes para a deflagração de movimentos de massa,
principalmente no que corresponde às quedas de bloco. Isso porque o diaclasamento
vertical, juntamente com a presença da vegetação crescendo entre essas
descontinuidades, favorece o intemperismo físico-químico, pela maior infiltração de
água nessas aberturas e assim a conseqüente queda.
Por fim, foi possível observar que o relevo íngreme do pé da Serra da Esperança
(setor central) apresenta-se fortemente dissecado pela concentração do fluxo superficial
e subsuperficial que desce da própria encosta, aumentado pelo fluxo proveniente da
rodovia, o qual facilita a rápida saturação do material, conferindo ao lugar
177
características naturais favoráveis a ruptura. Juntamente com isso tem-se as
características geomorfológica que são: declividade acentuada principalmente no setor
que compreende a escarpa, ou seja onde foram mapeados a maioria dos processos;
substrato heterogêneo com rochas pouco coesas e de baixa resistência na base, os
quais resultam em ambiente propício a erosão linear e também a movimentos de
massa. Enfatiza assim que as análises dos afloramentos em campo e da área como um
todo mostrou existir uma boa relação entre a forte dissecação do relevo do pé da Serra
e a posição dos deslizamentos.
8. CONSIDERAÇÕES FINAIS
O estudo de processos ambientais é imprescindível para a manutenção da
qualidade de vida do homem, sendo que este transforma e modifica as características
naturais do meio, causando muitas vezes danos e riscos a sua própria vida. Por isso,
nestes estudos, o uso correto dos conceitos e suas aplicações facilita na caracterização
e na busca de soluções dos problemas causados pelas atividades antrópicas em
lugares impróprios de modificação.
Por conseguinte, com a referida pesquisa observou-se à necessidade de
conhecer a estratigrafia da Bacia do Paraná em detalhe, neste caso, das formações
Serra Geral, Botucatu e Rio do Rasto na Serra da Esperança (setor central),
contribuindo para o entendimento da dinâmica geológica e geomorfológica e assim na
compreensão da atuação dos processos de movimentos de massa na área.
Dentre as técnicas, destacou nesta dissertação o uso do mapeamento geológico
e geomorfológico, o qual tem se mostrado eficaz no estudo de diversos trabalhos que
tem como foco a compreensão da atuação dos movimentos de massa e assim na
delimitação de áreas impróprias para construção. Até o momento não se sabe qual
outro método poderia ser o melhor neste tipo de trabalho, tendo em vista a escassez de
mapas da área e de pesquisas que envolvem o meio físico da Serra da Esperança.
178
Atrelado ao mapeamento, está o geoprocessamento, o qual tem sido evidenciado como
uma ferramenta imprescindível para o estudo de áreas instáveis.
Juntamente com isso tem-se a técnica de análise da resistência das rochas
adaptada de Selby (1982). Este método contribui e muito na compreensão do fator
geológico na dinâmica de movimentação na área, isso porque considerou vários
parâmetros importantíssimos, em especial a orientação das fraturas e a resistência em
si de cada setor litológico, revelando, deste modo, que em uma mesma formação
podem ser encontradas diferenças de resistências, as quais colaboram para o
entendimento do porque desliza em um local e não em outro. Assim, este procedimento
complementou o mapeamento geológico e auxiliou na análise da suscetibilidade a
movimentos de massa no setor central da Serra da Esperança.
Desse modo, o mapeamento como um todo e por fim o mapa de suscetibilidade
a movimentos de massa, forneceram indicadores físicos fundamentais para delimitação
de áreas com propensão a deflagrar, como também áreas inadequadas para a
modificação.
Com relação aos mapas temáticos, estes foram elaborados mais próximos
quanto possível do posicionamento e forma real observados em campo. Assim, no
mapa geomorfológico foi possível visualizar através da representação, as posições
específicas das feições como modelados de acumulação e dissecação, rupturas de
declive, formas de erosão e os processos de movimentos de massa, os quais
contribuíram na identificação das formas mais frágeis a deflagração.
Já no mapa geológico ateve-se aos limites geológicos e aos elementos
estruturais, nos quais foi possível perceber que a heterogeneidade litológica e o grande
fraturamento das rochas desempenharam grande influência como condicionantes nos
setores com movimentos e com propensão a novas deflagrações.
Por sua vez, juntamente com estes dois mapas, o mapa de declividade ilustrou
as inclinações nas encostas da Serra e a ligação deste fator com o posicionamento dos
processos levantados e representados no mapa geomorfológico e a inclinação
condicionada ao substrato geológico.
Portanto, estes três mapas em especial e o conhecimento do meio físico por
meio de análise das resistências, das composições granulométricas e da hidrografia,
179
vistos integradamente resultaram no mapa de suscetibilidade a movimentos de massa
da Escarpa da Esperança.
Dessa forma, o mapa síntese de suscetibilidade a movimentos de massa gerado
nessa pesquisa, em escala 1:25000, constitui-se como um importante instrumento a ser
empregado para trabalhos futuros que visem a intervenção no setor central da Serra da
Esperança. Todavia a limitação de bases confiáveis e a falta de mapas específicos da
área dificultaram a pesquisa, mas não impediram que esta fosse concretizada.
Enfatiza-se, contudo, que certamente o acesso a bases cartográficas digitais de
maior escala e de melhor qualidade, viabilizaria um estudo mais detalhado e com maior
precisão geométrica.
Portanto, esta pesquisa apresentou-se com grande significância no campo da
geomorfologia como um estudo de processos modificadores do relevo, que analisou os
fatores de suscetibilidade do meio físico a movimentos de massa no setor central da
Serra da Esperança. Nesse sentido, a presente pesquisa respondeu os seguintes
questionamentos a qual havia sido proposto inicialmente, ou seja: Quais as áreas
suscetíveis a movimentos de massa? E qual a importância das descontinuidades
estruturais e fatores geomorfológicos como condicionantes destes processos na no
setor central da Serra da Esperança?
Percebeu-se assim, a importância do estudo integrado entre os aspectos
morfológicos, geológicos e climáticos no estudo de áreas suscetíveis. Não somente a
atuação de um fator, mas a interação de vários, potencializa a ruptura, e com isso a
movimentação nas encostas. Desta forma conclui-se, que os fatores condicionantes
destes processos (deslizamentos e quedas de bloco) estão ligados às litologias, formas
e ao volume de precipitação na Serra da Esperança, sendo que na:
-
estrutura rochosa - as zonas de deslizamentos na Escarpa da Esperança
estão correlacionadas com o grau de fraturação e heterogeneidade dentro
das rochas da Formação Botucatu e Serra Geral (juntamente com o derrame
entre as dunas na cicatriz de 1998, que formou um nível mais resistente);
também devido a base ser composta de rochas de pouca coesão da
Formação Rio do Rasto, caracterizando-se como locais de fraca resistência e
de intensa erosão linear. Assim as falhas, fraturas, contatos litológicos e grau
180
de alteração da rocha são considerados aqui como fatores predisponentes a
ocorrência de movimentos de massa, isto porque constituem importantes
descontinuidades mecânicas e hidráulicas na área de estudo;
- características geomorfológicas: declividade acentuada - observou-se que os
locais com movimentos de massa correspondem as encostas com alto ângulo
de inclinação, os quais foram potencializados pelo corte vertical artificial para
a construção da rodovia que aumentou ainda mais a suscetibilidade do local
frente à movimentação, principalmente em períodos chuvosos e Formas de
erosão – intensa dissecação por rede hidrográfica em canal de 1º ordem,
especialmente desenvolvidas na Formação. Rio do Rasto.
- volume de precipitação – como já afirmado, a região como um todo possui
índices pluviométricos durante todo o ano, sendo que no verão ocorrem de
forma concentrada acentuando o indício de colapso, haja vista que os
deslizamentos em especial, foram deflagrados durante fortes chuvas.
Resumidamente, pondera-se novamente que não somente a declividade foi um
fator controle da estabilidade da região, mas sim as outras características
geomorfológicas, geológicas e climáticas vistas integradamente forneceram respostas
ao grau de suscetibilidade na Escarpa da Esperança.
Dessa maneira, o mapa de suscetibilidade permitiu a visualização dos pontos
críticos em relação aos movimentos de massa ao longo de toda a área de estudo,
subsidiando um melhor planejamento das atividades ao redor deles. Esta avaliação
também possibilita futuramente a previsão de um trajeto adequado à implantação de
novas rodovias a serem planejadas ou até mesmo duplicação da mesma, considerando
as suas relações com o meio físico e os problemas que podem vir a ocorrer caso haja
interferência em áreas que apresentem altas taxas de instabilidades naturais.
Para tanto, é recomendado que este tipo de trabalho seja executado antes da
instalação de uma rodovia ou de qualquer obra que configure uma alteração no meio
físico, principalmente em operações que necessitem de corte vertical na encosta como
foi o caso no trajeto da BR 277 no setor central da Serra da Esperança.
181
Por outro lado, acredita-se que na área de estudo, obras de engenharia
adequadas são necessárias quanto as surgências de água, principalmente na questão
de drenagem superficial e nas áreas com movimentação como um todo. Todavia, como
não era objetivo deste trabalho propor medidas, mas sim alertar sobre a suscetibilidade
que a Serra apresenta, sugere-se que estudos pontuais sejam feitos para estabilização
do talude, nos lugares delimitados no mapa com forte suscetibilidade, o qual envolve
grande extensão da rodovia no trecho de declive no setor central da Serra da
Esperança.
Quanto às alternativas existentes, estas são diversas (muro de contenção,
suavização do talude, grelha protegida de concreto armado, construção de canaletas
para contenção de taludes, dentre outras), todavia nem todas podem ser aplicadas na
área, visto o forte declive e a baixa resistência das litologias que estão sob e nas
margens da rodovia.
Também é sugerido que, uma vez havendo a necessidade da implantação de
novas estradas em áreas com alta suscetibilidade, medidas mitigadoras e
recuperadoras sejam cuidadosamente observadas, juntamente com o
acompanhamento e avaliação de profissionais capacitados (geógrafos) para análises
do risco durante as etapas de confecção, elaboração do projeto executivo, implantação
e operação da obra.
Deste modo, este trabalho se caracterizou como “trabalho inicial”, o qual buscou
compreender os aspectos geológicos e geomorfológicos e sua interação com os
movimentos de massa que ocorrem na Serra Esperança como um todo.
Assim, esta pesquisa também servirá como subsídio para futuras análises de
risco e para futuros trabalhos de gerenciamento destes riscos. Apesar da pequena
escala que foi elaborado os mapas e da falta de precisão da base cartográfica utilizada.
Por fim espera-se que o mapa de suscetibilidade gerado permita uma melhor
visualização dos pontos críticos em relação aos movimentos de massa ao longo da
área estudada, em especial na faixa que compreende a rodovia, subsidiando assim, um
melhor planejamento das atividades futuras que possam vir a ser implantadas na área.
182
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Anexo 01 - Posição coletada em campo com GPS dos processos
Deslizamentos e Quedas de bloco nas margens da Rodovia BR 277
Processo 01 – Cicatriz de deslizamento de 1998.
Coordenada – 479681 E 7200281 N
Processo 02 – Deslizamento translacional raso (em 20/02/2007).
Coordenada – 479767 E 7200211 N
Processo 03 – Deslizamento translacional raso.
Coordenadas - 479180 E 7200670 N
Obs: a aproximadamente 115 a 120m desta coordenada, acima, nas margens da
rodovia em direção a Guarapuava.
Processo 04 e 05 - Deslizamento raso e queda de bloco.
Coordenada – 479476 E 7200437 N
Processo 06 – Queda de Bloco
Há 15m da coordena do ponto anterior (Coordenada – 479476 E 7200437 N)
Processo 07 – Deslizamento - ao lado da cicatriz de 1998
(Coordenada – 479681 E 7200281 N)
Processo 08 – Queda de Bloco
Coordenada – 480321 E 7199595 N
Processo 09 - Queda de bloco
Coordenada – 480492 E 7199164 N
Processo 10 - Deslizamento
Coordenada – 480492 E 7199164 N
Processo 11 – Quedas de bloco.
Coordenadas - 480830 E 7198756 N
Processos 12 e 13 - Quedas de bloco e deslizamentos.
Coordenadas - 480654 E 7198626 N
Processo 14 - Quedas de bloco.
Coordenada: 25º19’568” S 51º11’404”W e 25º19’360” S 51º11’196”W
Processo 15 – Deslizamento rotacional
Coordenadas: 481029 E 7199741 N
Processo 16 - Deslizamento translacional raso
Coordenada - 480997E 7199873 N
193
Processos mapeados nas margens da Rodovia antiga (ao Norte e abaixo da atual)
Processo 17 – Deslizamento rotacional
Coordenadas - 479732 E 7200921 N
Processo 18 – Deslizamento rotacional
Coordenadas - 479768 E 7201031 N
Processo 19 – Deslizamento raso
Coordenadas - 479580 E 7200966 N
Processo 20 – Cicatriz de deslizamento translacional
Coordenadas - 479845 E 7201935 N
Processo 21 - Deslizamento translacional
Coordenadas - 479935 E 7200450 N / 0479898 E 7200400 N / 0479905 E 7200419 N
Processo 22 – Cicatriz deslizamento translacional
Coordenadas - 479769 E 7200302 N
Processo 23 - Cicatriz deslizamento translacional
Coordenadas - 0479807 E 7200325 N
Processo 24 – Escorregamento translacional
Coordenadas - 0480469 E 7199799 N
Processo 25 – Escorregamento translacional
Coordenadas - 480429 E 7199975 N
Processos Mapeados nas margens da Rodovia Antiga (ao Sul e acima da atual)
Processo 26 – Deslizamento translacional raso
Coordenada - 0483634 E 7200256 N
Processo 27 – Deslizamento raso
Coordenada - 25º19’906” S 51º09’447”W
Processo 28 – Queda de bloco
Coordenada - 25º20’378” S 51º09’672”W
Processo 29 – Deslizamento translacional raso
Coordenada - 25º20’378” S 51º09’672”W
Processo 30 - Deslizamento translacional e queda de bloco
Coordenada – 481200 E 7204788 N
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