04-Geomorfologia

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GEOMORFOLOGIA
1ª Edição - 2007
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SOMESB 
FTC - EaD
MATERIAL DIDÁTICOMATERIAL DIDÁTICO
SUMÁRIO
PROCESSOS FORMADORES DO RELEVO TERRESTRE __________ 7
PROCESSOS ENDÓGENOS DE ESTRUTURAÇÃO DO RELEVO ___________ 7
A GEOMORFOLOGIA E A ESCALA ESPAÇO–TEMPORAL _____________________________ 7
FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DA TECTÔNICA DE PLACAS _______________________12
FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DOS PROCESSOS ÍGNEOS E METAMÓRFICOS __________19
FORMAS DE RELEVO EM ESTRUTURAS SEDIMENTARES _____________________________32
ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________37
PROCESSOS EXÓGENOS DE ESCULTURAÇÃO DO RELEVO ____________38
PRINCIPAIS PROCESSOS DO CICLO SUPERFICIAL __________________________________38
MODELADO DAS VERTENTES _________________________________________________39
PROCESSOS INTEMPÉRICOS __________________________________________________42
PROCESSOS EROSIVOS ______________________________________________________48
ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________57
ESTUDOS E APLICAÇÕES DA GEOMORFOLOGIA _______________58
ATUAÇÃO DOS AGENTES DA DINÂMICA EXTERNA ___________________58
GEOMORFOLOGIA FLUVIAL __________________________________________________58
GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA _________________________________________________66
GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E OCEÂNICA ______________________________________71
GEOMORFOLOGIA CLIMÁTICA ________________________________________________79
ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________88
SUMÁRIO
GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE _______________________________90
COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA BRASILEIRA ___________________________90
RELAÇÕES ENTRE GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE ___________________________93
MONITORAMENTO DA DEGRADAÇÃO AMBIENTAL _______________________________94
ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA NAS SÉRIES FINAIS DO ENSINO FUNDAMENTAL E NO ENSINO 
MÉDIO _________________________________________________________________95
ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________95
GLOSSÁRIO _____________________________________________________________97
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________________98
Caro aluno,
A superfície terrestre é modelada por uma série de processos físicos, quí-
micos, biológicos e antrópicos, que interferem no relevo de forma deter-
minada. A Geomorfologia estuda as formas de relevo, a sua evolução e os 
processos endógenos e exógenos responsáveis, respectivamente, pela sua 
estruturação e esculturação. O estudo das formas de relevo é extremamen-
te importante porque é sobre elas que as populações se estabelecem. 
Este material foi criado de forma a fazer uma abordagem direta, objetiva 
e didática dos tópicos mais relevantes da Geomorfologia. A nossa disciplina 
está estruturada em dois blocos temáticos, contendo dois temas cada um, 
que, por sua vez, possuem quatro conteúdos. O primeiro bloco trata dos 
processos formadores do relevo terrestre; enquanto que o segundo bloco, 
dos estudos e das aplicações da Geomorfologia. Muitas vezes, pelas especi-
ficidades de cada conteúdo, os assuntos dos dois blocos estão intimamente 
relacionados e são abordados em conjunto. 
Ao final de cada tema, atividades complementares têm por objetivo fixar 
os conceitos que foram construídos durante os conteúdos. À medida que 
o curso for se desenvolvendo, será proposta uma atividade orientada, de 
complexidade um pouco maior do que as atividades complementares, que 
possibilitará um aprofundamento das questões pertinentes ao nosso curso. 
Espero que ao final desta disciplina, vocês, futuros professores de Geogra-
fia, possam encantar seus alunos, conduzindo–os numa fantástica viagem 
pelas magníficas paisagens da superfície da Terra.
Bons estudos!
Cristina Maria Burgos de Carvalho
Apresentação da DisciplinaApresentação da Disciplina
PROCESSOS FORMADORES DO 
RELEVO TERRESTRE
PROCESSOS ENDÓGENOS DE 
ESTRUTURAÇÃO DO RELEVO
A GEOMORFOLOGIA E A ESCALA ESPAÇO–
TEMPORAL
O relevo é o conjunto de desnivelamentos da superfície da Terra. Estes desnivelamentos geram micro, 
meso e macrorelevos e se apresentam emersos e submersos. A superfície terrestre é modelada por uma série 
de processos físicos, químicos, biológicos e antrópicos, que afeiçoam o relevo de forma determinada. 
Os principais objetivos da Geomorfologia são:
entender a forma da Terra e elucidar os processos que operam na modelagem de sua superfície;
fornecer uma descrição explicativa e um inventário detalhado das formas;
analisar os processos que operam na superfície terrestre. 
As principais aplicações da Geomorfologia são:
nas áreas rurais e urbanas;
nos projetos de rodovias e ferrovias;
na manutenção e conservação de estradas.
As formas de relevo (montanhas, vales, planícies, etc.) são resultantes de fatores estruturais e cli-
máticos atuais e pretéritos sobre as litologias e originam-se a partir de dois tipos de forças, que atuam, 
simultaneamente, que são as forças endógenas e as exógenas. 
Geomorfologia
É a ciência que estuda as formas atuais do relevo terrestre e as drenagens associadas 
a padrões morfológicos, buscando a interpretação e origem destas formas e os mecanismos 
responsáveis pelo seu modelado. 
Você Sabia?
FTC EaD | NOME DO CURSO8
Forças endógenas ― são as responsáveis pela estruturação das formas de relevo. Elas resultam 
da dinâmica interna da Terra, que envolvem a estrutura da Terra, a dinâmica da litosfera e os fenômenos 
magmáticos, metamórfi cos, tectônicos, orogenéticos e epirogenéticos. 
Forças exógenas ― são as que modelam o relevo e resultam da dinâmica da atmosfera e da atividade 
biológica na superfície da Terra. Os processos exógenos são intemperismo, erosão, transporte e deposição 
que atuam através da ação dos seus agentes que são as chuvas, os rios, o gelo, a gravidade e o vento.
A superfície da Terra está em constante mudança devido à ação destas forças endógenas e 
exógenas. Pode ser dividida em grandes unidades geomorfológicas, dentre os quais destacam-se 
duas principais : os continentes e os oceanos. Dentro de cada uma dessas unidades encontramos 
ainda, grandes feições geomorfológicas particulares.
Nos continentes:
crátons, que podem ser subdivididos em:
escudos; 
plataformas; 
cadeias de montanhas ou cinturões orogênicos.
Nos oceanos:
dorsais meso–oceânicas;
bacias oceânicas ou assoalho abissal;
montes submarinos (sea mounts) e ilhas vulcânicas;
fossas oceânicas;
arcos de ilhas.
Essas grandes feições geomorfológicas refl etem a dinâmica interna da Terra, caracterizada pela ocor-
rência de células de convecção, que causam o movimento de placas litosféricas. Por este motivo, estas feições 
são genericamente designadas feições morfotectônicas. Entretanto, as formas da superfície do planeta, não 
refl etem exclusivamente a dinâmica interna, mas são também resultantes da dinâmica externa. 
A dinâmica externa terrestre apresenta um sistema atmosfera-hidrosfera que conta com a presença 
de água livre nos três estados físicos: sólido, líquido e gasoso. As rochas, por sua vez, apresentam comporta-
mentos diferenciados aos efeitos intempéricos e erosivos da água nos seus diferentes estados. Assim, a mor-
fologia do terreno em nível local é, em grande parte, resultado da erosão diferencial das rochas da região.
Existe uma tendência constante de nivelamento da superfície terrestre. Os processos geomorfoló-
gicos ocorrem com freqüência, magnitude e intensidade diversas. Nos temas seguintes serão abordados 
os processos que dão origem às diversas formas de relevo existentes no nosso planeta. 
A escala espaço–temporal em Geomorfologia
A noção de escala é fundamental na Geomorfologia porque é a escala de estudo de um relevo que 
irá determinar as estratégias e técnicas de abordagem da análise geomorfológica. A escala na análise geo-
morfológica deve ser compreendida como espaço-temporal. 
Nome da Disciplina em Versalete 9
A noção de tempo envolve a construção e a percepção da gênese do relevo atuais e antigas. 
A noção de espaço envolve feições e padrões locais ou globais.
Quanto menor a escala espacial de observação de um fenômeno geomorfológico:
maior é a infl uência dos processos endógenos;
mais lenta é sua transformação;
mais regredimos na escala do tempo geológico.
Por outro lado, quanto maior a escala espacial de observação:
maior é a infl uência dos processos exógenos;
mais rápida é a sua transformação;
estamos mais próximos do atual período geológico na escala temporal.
Por exemplo, os fenômenos liga-
dos à tectônica de placas são de pequena 
escala porque são medidos em milíme-
tros/ano. Já a evolução de uma voçoro-
ca, medida em metros/ano, e a evolu-
ção de um sulco num paredão calcário, 
medida em milímetros/minuto, são de 
grande escala. Numa escala espacial pe-
quena utiliza-se, por exemplo, imagens 
de satélites, enquanto que numa escala 
grande faz-se uso das fotografi as aéreas.
Para a Geomorfologia, o objeto de estudo não é passível de ser definido dimensionalmen-
te. É o caso de uma escarpa de cuesta, que só pode ser assim definida se observada a uma certa 
distância. Uma observação próxima permite enxergar detalhes, porém com perda da visão do con-
FTC EaD | NOME DO CURSO10
junto. Um exemplo signifi cativo é o da cuesta de Botucatu, no sudeste brasileiro, que vai do SSW de 
Minas Gerais até o NNE do Paraná. Em escalas maiores (1:10.000), é possível caracterizar trechos 
dessa cuesta, mas a representação do todo só será possível em escala muito pequena (1:250.000). 
Escalas Taxonômicas
Existem diversas abordagens e classifi cações taxonômicas das paisagens e de aspectos geomorfo-
lógicos, mas as mais importantes foram Cailleux & Tricart (1956) e Bertrand (1965). 
O trabalho de Cailleux & Tricart (1956) representou o marco inicial da utilização de uma escala es-
paço-temporal nas pesquisas geomorfológicas, na década de 60. Através de critérios espaciais e temporais, 
os autores obtiveram uma classifi cação taxonômica das formas do relevo (Tab. 1). Eles sistematizaram 8 
ordens de grandeza que englobam desde os continentes e bacias oceânicas até as feições microscópicas. 
Nome da Disciplina em Versalete 11
Bertrand (1968) desenvolveu o conceito de geossistema e acentuou a complexidade geográfi ca e a 
dinâmica de conjunto. Ele determinou a existência de 6 níveis temporo–espaciais. A fi gura abaixo mostra 
o esboço de uma defi nição teórica sobre geossistema.
As unidades de compartimentação da paisagem, segundo Bertrand, são mostradas na tabela 
abaixo. Bertrand exemplificou e acentuou a importância da noção de escala nessa concepção de 
compartimentação dos relevos terrestres.
Exemplos de Escala Geomorfológica 
A cartografi a é a melhor maneira de se representar uma análise geomorfológica. Um bom 
mapa geomorfológico é um instrumento de leitura acessível a qualquer profi ssional, mesmo que não 
seja geógrafo. Deve conter os dados geomorfológicos georreferenciados no espaço e no tempo. 
O mapa pioneiro de Ab’Saber (1970), uma representação em pequena escala das Áreas dos Domínios 
Morfoclimáticos Brasileiros, é a maior contribuição daquele autor a geomorfologia brasileira. Mais tarde, este 
mesmo autor (Ab’Saber, 1977) introduz o conceito de barreiras biogeográfi cas e defi ne a área dos pantanais.
Ainda como exemplos de mapeamentos geomorfológicos em pequena escala tem–se os traba-
lhos do Projeto RADAMBRASIL (Argento, 2000), o Mapa Geomorfológico do Estado da Bahia na 
escala 1:1.000.000 (Silva, 1980) e o Mapa Pedogeoquímico do Estado da Bahia (Nascimento, 1986). 
FTC EaD | NOME DO CURSO12
FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DA TECTÔNICA 
DE PLACAS
O relevo terrestre constitui o conjunto das diferenças de nível da superfície terrestre que são 
resultantes de mudanças que podem durar milhões de anos. Este relevo é o resultado de forças geo-
dinâmicas internas e externas, que interagem para produzir topografi as distintas.
A dinâmica interna da Terra origina os 
movimentos e os processos geológicos que afe-
tam o seu interior. Estes processos que agem no 
interior e que dependem da energia interna para 
serem desencadeados são chamados de proces-
sos endógenos ou geodinâmicos internos. 
Para compreender as formas de relevo 
existentes em nosso planeta é necessário co-
nhecer como atuam estes processos. Neste, e 
Os processos endógenos envolvem to-
dos os fenômenos magmáticos, metamórfi cos 
e tectônicos que estão ligados à tectônica de 
placas e à dinâmica da litosfera.
Saiba Mais!
Através dos mapeamentos do Projeto RADAMBRASIL, foram defi nidos 6 domínios geomorfoló-
gicos, 13 regiões morfoestruturais e diversas unidades do relevo que representam as feições morfológicas 
defi nidas a partir de diferentes índices de desnivelamento altimétrico (terraços e planícies fl uviais ou fl ú-
vio-marinhas, colinas suaves, colinas, morros, degraus e/ou serras, degraus escarpados).
 Em grande e média escala destacam-se os trabalhos pioneiros, das cartas do modelado e das for-
mações superfi ciais do Vale do Parateí (1:25.000), São Pedro (1:50.000) e de Marília (1:100.000). 
Nome da Disciplina em Versalete 13
nos demais conteúdos deste tema, serão abordados os processos endógenos, que são os responsá-
veis pela estruturação do relevo terrestre. A partir do tema 2 serão tratados os processos exóge-
nos, que são os responsáveis pela esculturação do relevo.
Fenômenos geológicos associados à geodinâmica interna 
Os fenômenos geológicos relacionados à geodinâmica interna, que são os responsáveis pela 
forma bruta do relevo, são os fenômenos magmáticos, metamórficos e tectônicos. 
Os fenômenos magmáticos são aqueles relacionados à gênese, evolução
e solidifi cação do 
magma. Quando ocorrem no interior da crosta são intrusivos ou plutônicos e quando ocorrem no 
exterior são chamados extrusivos ou vulcânicos. 
Os fenômenos metamórficos ocorrem sob altas temperaturas e/ou pressões e provocam 
recristalização e deformação das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas, com mudanças de 
suas características mineralógicas e texturais.
Os fenômenos tectônicos geram falhamentos e dobramentos devido à movimentação das 
placas. A incidência de tensões de diferentes tipos e magnitudes sobre as rochas da litosfera, gera 
deformações e movimentos em larga escala. Quando submetidas a esforços, as rochas podem se 
fraturar ou dobrar, a depender do tipo de resposta que elas apresentarão às tensões. Os fenôme-
nos tectônicos podem ser de dois tipos: orogenéticos e epirogenéticos. 
Orogenias ou orogêneses – processos tectônicos pelos quais vastas regiões da crosta são 
deformadas e elevadas formando grandes cinturões de montanhas (Ex: Alpes, Andes, 
Himalaias). As regiões orogenéticas situam–se nas bordas das placas tectônicas e são ca-
racterizadas por possuírem dobramentos, falhamentos, terremotos, erupções vulcânicas, 
intrusões e metamorfismo. Denomina–se faixa orogênica à região estreita e alongada da 
crosta próxima a uma margem continental ativa que foi intensamente dobrada e falhada 
durante os processos de formação de montanhas (diastrofismo, vulcanismo).
Epirogenias ou epirogêneses – movimentos lentos de subida ou descida de grandes áreas da 
crosta terrestre. É um reajustamento isostático que, embora seja abrangente afetando grandes 
regiões, sem perturbar signifi cativamente a disposição e estrutura das formações geológicas 
antigas. Podem gerar bacias, que são depressões preenchidas por sedimentos, de expressão re-
gional e geradas por movimentos descendentes ou epirogenéticos negativos, e também platôs.
Da Deriva Continental à Tectônica de Placas
A Teoria da Tectônica de Placas é uma das manifestações mais tangíveis da dinâmica interna da 
Terra e se baseia no deslocamento de placas rígidas localizadas na superfície do planeta que deslizam so-
bre um material plástico. Esta teoria veio explicar os grandes fenômenos geológicos como os tremores de 
terra, os vulcões, a deformação da crosta terrestre e a formação das grandes cadeiras de montanhas. 
Antes da sua formulação, houve uma teoria precursora que postulava sobre o deslocamento 
dos continentes, que era a teoria da Deriva Continental. Proposta pelo cientista alemão Alfred 
Wegener no início do século XX, tentou explicar, dentre outras coisas, a similaridade das linhas de 
costa entre a América do Sul e a África.
Em 1912, Wegener propôs que há 200 milhões de anos, na era Paleozóica, todos os con-
tinentes estiveram unidos em um único supercontinente chamado Pangea. A partir de então, esse 
supercontinente teria se partido e seus pedaços se movido “à deriva” até suas posições atuais. 
FTC EaD | NOME DO CURSO14
Apesar das evidências, a proposta de Wegener não foi tão bem recebida como se possa 
pensar. Uma fraqueza fatal desta proposta era o fato de não poder responder satisfatoriamente à 
pergunta mais importante levantada pelos seus críticos: 
Que tipo de força podia ser tão forte para mover grandes massas de rocha 
contínua ao longo de distâncias tão grandes? 
Wegener sugeriu que os continentes se separavam através do fundo do oceano. Esta suges-
tão foi contra–argumentada cientificamente pelo geofísico inglês Harold Jeffreys, que mostrou ser 
fisicamente impossível para uma massa de rocha contínua tão grande separar-se através do fundo 
oceânico sem se fragmentar na totalidade. Entretanto, após a morte de Wegener, em 1930, novas 
evidências a partir da exploração dos fundos oceânicos, bem como outros estudos geológicos e 
geofísicos reacenderam o interesse pela sua teoria. 
Uma conseqüência da expansão do assoalho oceânico implicaria em um grande aumento no 
tamanho da Terra desde a sua formação. Entretanto, sabe–se que a Terra mudou pouco de tama-
nho desde sua formação há 4,6 bilhões de anos. Isto levantou uma pergunta chave: 
Como pode a nova crosta oceânica ser adicionada, continuamente, ao lon-
go das cristas oceânicas sem aumentar o tamanho da Terra? 
Esta pergunta intrigou, particularmente, Harry H. Hess e Robert S. Dietz. Hess formulou o 
raciocínio seguinte: 
Se a crosta oceânica se expandia ao longo das cristas oceânicas, ela tinha 
de ser “consumida” em outros lugares da Terra. 
Deste modo, sugeriu que a nova crosta oceânica espalhou-se, continuamente, afastada das cris-
tas, segundo um movimento de transporte do tipo “correia”. Milhões de anos mais tarde, a crosta 
oceânica desce, eventualmente, nas fossas oceânicas, onde seria “consumida”. De acordo com Hess, 
enquanto o Oceano Atlântico estava se expandindo, o Oceano Pacífi co estava se fechando. Assim, 
as idéias de Hess, davam uma explicação clara porque a Terra não aumentava de tamanho.
Atualmente, sabe–se que as correntes de convecção geradas no manto causam muitas ten-
sões na base da crosta, que acaba se quebrando ao longo de extensas fraturas. Quando isto acon-
tece na crosta oceânica, o material fundido do manto extravasa através dessas fraturas, gerando o 
fundo dos oceanos e as cordilheiras meso–oceânicas.
Nome da Disciplina em Versalete 15
Quando esse fundo oceânico, que é constituído de rochas densas e pesadas, encontra os continentes, 
que são constituídos de rochas leves, mergulha por baixo deles ao longo das chamadas zona de subducção. 
Essas rochas ao atingem regiões profundas e quentes são fundidas novamente, reiniciando o ciclo. 
A superfície do globo terrestre é um mosaico de placas de formas irregulares e de diferentes 
tamanhos. Essas placas litosféricas, também chamadas placas tectônicas, se movem entre si, de 
diferentes formas e velocidades e, freqüentemente, colidem umas com as outras. Nessas colisões, 
as margens envolvidas se enrugam em resposta ao choque, gerando as grandes cadeias de mon-
tanhas que conhecemos, como por exemplo, os Andes, os Alpes e os Himalaias. 
As placas tectônicas são blocos rígidos de rochas que se movem como um todo. É essa movi-
mentação das placas tectônicas, devida às correntes de convecção que existem no manto, que geram os 
processos endógenos de produção do relevo. Os limites entre as placas são caracterizados por intensa 
atividade geológica tais como terremotos, vulcões e 
a formação de cadeias de montanhas jovens.
Em princípio, os interiores das placas são 
relativamente inativos tectonicamente. Existem, 
contudo, algumas exceções. Por exemplo, uma 
observação no mapa do Oceano Pacífico revela 
muitas ilhas na Placa Pacífica afastadas dos seus 
limites. Todas elas são ou foram vulcões, isto é, 
tiveram origem no vulcanismo do fundo do mar. 
As ilhas do Havaí é um exemplo típico, forman-
do um arquipélago alinhado. A maior parte dos 
O estudo da geodinâmica terrestre 
está intimamente associado a Geomor-
fologia, pois no quadro geotectônico das 
placas litosféricas são desenvolvidos im-
portantes fenômenos geológicos e estru-
turas geomorfológicas.
Você Sabia?
FTC EaD | NOME DO CURSO16
vulcões que surge no interior das placas é criada por pontos de erupção denominados pontos 
quentes (hot spots), que são fontes fixas de material vulcânico (magma) que se erguem das pro-
fundezas do manto.
A teoria da tectônica de placas explica a distribuição dos terremotos, a origem das cadeias de 
montanhas e da topografi a do fundo oceânico, a distribuição e composição dos vulcões, e muitos outros 
aspectos fundamentais para o entendimento da dinâmica da Terra e da construção do seu relevo. 
Formas de Relevo Derivadas da Tectônica de Placas
As placas apresentam limites diferenciados. Baseado no movimento relativo de uma placa 
em relação à outra, os seus limites podem ser divergentes, convergentes e
transformantes.
Limites divergentes – também chamados de construtivos, ocorrem quando as placas 
se afastam em virtude da ascensão do manto. São mais freqüentes nos oceanos, embora também 
possam ocorrer nos continentes. Nos oceanos, as sucessivas injeções de magma geram nova crosta 
oceânica e as cristas ou cadeias oceânicas. 
Principais feições topográficas associadas aos limites divergentes:
Nos oceanos são geradas as cadeias de montanhas submarinas denominadas Dorsais Oceâ-
nicas e os vales em rifte. Como exemplo, a Dorsal Meso-Atlântica, que resultou da separação 
das placas sul-americana e africana quando da abertura do Atlântico Sul, iniciada à cerca de 
165 milhões de anos atrás, e que continua até os nossos dias. O escape de magma no fundo 
dos oceanos gera vulcões submarinos que, quando emergem, originam ilhas vulcânicas.
Nos continentes são os derrames basálticos. 
Limites convergentes – também chamados de destrutivos, ocorrem quando as placas 
se movem uma em direção à outra. A pressão e o atrito exercidos na colisão gera fenômenos 
orogenéticos, com a formação das grandes cadeias de montanhas. Por serem limites muito ativos 
tectonicamente, os falhamentos, dobramentos, deformações, vulcanismo e atividade sísmica são 
muito intensos. Dois tipos são possíveis: 
Limites convergentes com subducção – podem envolver duas crostas oceânicas ou 
uma crosta oceânica e uma continental.
Nome da Disciplina em Versalete 17
Principais feições topográfi cas associadas aos limites convergentes com subducção:
Fossas oceânicas ou trincheiras;
Os arcos de ilhas (entre duas crostas oceânicas);
Os arcos magmáticos ou vulcânicos (entre crosta oceânica e crosta continental);
Formação de cordilheiras e cinturões orogenéticos (Ex: Andes).
Limites convergentes com colisão – envolvem duas crostas continentais. Originam zonas de sutu-
ras e a formação de cadeias dobradas. As que são recentes, como o Himalaia, apresentam elevadas 
altitudes e forte instabilidade tectônica. Por serem relativamente recentes, acham-se pouco desgas-
tadas e, como ainda estão em construção, tornam-se sujeitas à ação de terremotos e vulcões.
Principais feições topográficas associadas aos limites convergentes com colisão:
Grandes cadeias de montanhas intensamente deformadas. Como exemplo, a Cordi-
lheira do Himalaia.
Limites transformantes – também denominados de conservativos, recebem este nome 
porque não ocorre nem produção nem destruição de crosta, havendo apenas o deslizamento hori-
zontal entre as placas. Podem ocorrer na crosta oceânica, como, por exemplo a fratura Kane e as 
fraturas que ocorrem nas cadeias meso–oceânicas, e também na crosta continental, como na falha 
de Santo André, na Califórnia.
Principais feições topográfi cas associadas aos limites transformantes envolvendo crosta oceânica:
Cristas e vales no fundo oceânico.
FTC EaD | NOME DO CURSO18
Principais feições topográfi cas associadas aos limites transformantes envolvendo crosta continental:
Escarpas de falhas retas;
Montanhas e vales lineares;
Rios e vales deslocados horizontalmente.
Devemos lembrar ainda que, se hoje as placas se movem, isto também ocorreu ao longo da 
história do planeta (tempo geológico), que tem, aproximadamente, 4,5 bilhões de anos. Durante este 
período ocorreram inúmeros acontecimentos, sendo que os principais estão destacados abaixo.
Estas mudanças e transformações que ocorreram, e ainda ocorrem em nosso planeta, geram 
ciclos de criação, transformação e desgastes das rochas que constituem a litosfera. 
Nome da Disciplina em Versalete 19
FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DOS 
PROCESSOS ÍGNEOS E METAMÓRFICOS
A litosfera é constituída por rochas, que são associações naturais de dois ou mais minerais que 
cobrem vastas áreas da crosta terrestre. As rochas infl uenciam na forma, no tamanho e na evolução do 
relevo. A forma como se dispõem dão o aspecto estrutural de uma área. As rochas possuem resistência 
diferenciada, gerando formas também diferenciadas. 
De acordo com a sua origem, as rochas são agrupadas em três grandes classes:
As rochas ígneas e metamórfi cas cons-
tituem cerca de 95% do volume total da crosta 
mas estão expostas em apenas 25% da superfí-
cie terrestre. Já as rochas sedimentares, apesar de 
constituírem cerca de 5% a 10% do volume da 
crosta, são as mais encontradas na superfície ter-
restre estando expostas em 75% da mesma.
O processo de formação e de desgas-
te das rochas está vinculado a um ciclo, de-
nominado ciclo das rochas.
As Rochas Ígneas ou Magmáticas
As rochas ígneas são também denominadas primárias pois se originam do resfriamento e da 
conseqüente consolidação de um magma. Delas derivam, por vários processos, as rochas sedimen-
tares e as rochas metamórficas.
O magma é uma fusão, geralmente de composição silicática (ou seja, rica em SiO2), gerada 
em profundidade pela fusão parcial de outras rochas. De acordo com o teor de sílica (SiO2), as 
rochas ígneas são classificadas como:
ácidas – possuem mais de 65% de SiO2
intermediárias – possuem de 52 a 65% de SiO
2
básicas – possuem de 45 a 52% de SiO2
ultrabásicas – possuem menos de 45% de SiO2 
As formas de relevo refl etem a forma e a constituição das massas rochosas originais e por 
isso é necessário entender as rochas para entender o relevo.
 Saiba Mais!
FTC EaD | NOME DO CURSO20
Uma rocha magmática expressa as condições geológicas em que se formou graças a sua textura, 
que traduz o tamanho e da disposição dos minerais que constituem a rocha. De acordo com a textura, 
elas são subdivididas em:
Intrusivas ou plutônicas: originadas quando o magma se consolida no interior da crosta terrestre, 
a vários quilômetros de profundidade. Como o resfriamento ocorre de forma lenta, são constituí-
das por minerais bem cristalizados. As rochas ígneas plutônicas são formadas por poucos minerais 
essenciais. São eles: feldspatos (K–feldspato e plagioclásio), quartzo, piroxênios, anfi bólios e micas. 
Exemplos: granitos (ácida), dioritos (intermediária), gabros (básica) e peridotitos (ultrabásica). 
Hipabissais: são formadas muito próximas da superfície e estão muitas vezes relacionadas 
com os processos extrusivos. Elas formam diques, sills e lacólitos, que são corpos que resfriam 
rapidamente (embora um pouco mais lentamente que as rochas vulcânicas) e por isso as rochas 
formadas apresentam textura muito fi na, similar as das rochas vulcânicas.
Extrusivas ou vulcânicas ou efusivas: originadas quando o magma extravasa na superfície. 
Como o magma passa bruscamente do estado líquido para o sólido, na maioria das vezes estas 
rochas não chegam a formar minerais e apresentam uma textura vítrea. A nomenclatura das ro-
chas vulcânicas é obtida da sua composição química. São exemplos de rochas vulcânicas: riolitos 
(ácida), andesitos (intermediária), basaltos (básica) e komatiítos (ultrabásica).
As Rochas Metamórfi cas
Todas as rochas podem ser levadas a condições geológicas diferentes daquelas nas quais se forma-
ram. O metamorfi smo é o processo através do qual rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamór-
fi cas sofrem transformação na composição mineralógica, na estrutura e textura, no estado sólido, em 
resposta às novas condições físico-químicas que diferem das que prevaleciam durante sua formação. As 
rochas que passam por este processo são denominadas rochas metamórfi cas.
Estas novas condições sempre provocam mudanças na textura e podem ou não alterar a composição 
mineralógica. Pode ocorrer recristalização dos minerais pré–existentes ou formação de novos minerais e 
deformações. Graças às condições de pressão dirigida num determinado sentido, a textura resultante mais 
comum é a orientada ou xistosa, caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns dos minerais segundo pla-
nos paralelos. As rochas que apresentam esta estrutura xistosa
bem desenvolvida são denominadas xistos. 
Na recristalização, pode se dar apenas um crescimento no tamanho dos grãos, graças a coa-
lescência dos minerais existentes como, por exemplo, um calcário passando para mármore, ou um 
arenito passando para um quartzito. 
Em graus de metamorfi smo mais altos, ou seja, em condições mais severas, formam-se os gnaisses, 
que possuem estrutura bandada, sendo rochas muito comuns no território brasileiro. Essas rochas, acima 
citadas, se formam sob condições de metamorfi smo regional dinamotermal.
A interação entre estes tipos de rochas gera as mais variadas formas de relevo. As rochas áci-
das e intermediárias, como são formadas por minerais mais resistentes aos processos intemperismo 
e erosão do que as básicas e ultrabásicas, elas se apresentam com topografi as mais elevadas.
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Nome da Disciplina em Versalete 21
Em outras situações, quando rochas pré–existentes entram em contato com corpos ígneos, há um 
aumento signifi cativo na temperatura, o que é sufi ciente para que ocorram modifi cações na sua compo-
sição mineralógica e/ou textura, processo esse denominado metamorfi smo de contato. 
Formas de Relevo Derivadas da Atividade Ígnea 
Ao ascender na crosta, o magma pode fi car aprisionado no seu interior ou pode extravasar na su-
perfície. A fi gura abaixo mostra os principais tipos de corpos ígneos. Nesta fi gura pode-se observar que 
existem corpos de pequenas e grandes dimensões que se cristalizam tanto no interior da crosta como nos 
níveis intermediários e superfi ciais. Os corpos que se cristalizam em profundidade na crosta são chamados 
plutônicos e os que se cristalizam na superfície são vulcânicos. 
Corpos plutônicos: tipos e formas de relevo derivadas
Batólitos e stocks são plútons ígneos que se formam em níveis profundos da crosta. Ambos 
têm forma irregular, são discordantes, de composição ácida e apresentam xenólitos. A diferença 
entre eles está nas dimensões dos corpos. Enquanto os batólitos têm mais de 100km2 de área e 
possuem uma história geológica complexa, os stocks são corpos com área inferior a 100km2. 
Diques, sills e lacólitos também são corpos plutônicos, mas de dimensões menores que batólitos 
e stocks, e que se cristalizam em níveis crustais intermediários. 
Os diques são tabulares, discordantes, e possuem dimensões variadas que dependem do ta-
manho da fratura e do volume do magma. Podem ocorrem isoladamente ou como enxames 
As formas de relevo das rochas metamórfi cas estão diretamente relacionadas ao tipo e grau de 
metamorfi smo e a mineralogia da rocha. Rochas metamórfi cas de baixo grau são menos resistentes e 
originam topografi as mais baixas. Rochas de médio e alto grau dão origem a topografi as mais elevadas.
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Os corpos plutônicos são expostos 
na superfície e trabalhados por agentes ero-
sivos devido à denudação de antigas áreas 
orogênicas. Como a maioria dos batólitos e 
stocks é formada de rochas graníticas (mais 
resistentes à erosão), quando eles são ex-
postos na superfície geram feições dômicas 
formando macro–relevos positivos e insel-
bergs (elevações ilhadas que aparecem em 
regiões de clima árido e semi–árido).
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FTC EaD | NOME DO CURSO22
e com dimensões que variam de milímetros a quilômetros. O Grande Dique da Rodésia, na 
África, com seus 500km de comprimento e 8km de espessura, é um exemplo clássico de di-
ques quilométricos. No Rio de Janeiro, a Pedra da Gávea é constituída de diques graníticos 
Os sills (também chamados soleiras) são corpos tabulares concordantes com a estratifi cação, de 
tamanhos variados e espessura constante. O sill Palisades, nos Estados Unidos, possui 300m de 
espessura e é um exemplo clássico da cristalização fracionada que ocorre nestes corpos.
Os lacólitos são corpos concordantes com as rochas encaixantes e com a forma de cogu-
melo, devido ao arqueamento das camadas sobrejacentes. Geralmente são formados por 
magmas de composição ácida que são mais viscosos.
O relevo derivado dos corpos plutônicos depende não apenas da composição de suas rochas ígneas. Ele 
depende também do clima em que estes corpos afl oram, da permeabilidade da rocha e da presença de fraturas. 
Devido ao contraste composicional, textural e estrutural entre os corpos intrusivos e as rochas en-
caixantes, estes corpos fi cam individualizados morfologicamente, facilitando a sua identifi cação. Batólitos 
e stocks, como geralmente são constituídos por litologias mais resistentes a meteorização, tendem a for-
mar macro–relevos positivos que se destacam na paisagem. Feições dômicas e/ou anelares são freqüen-
tes nos granitos e granodioritos intrusivos. No nordeste brasileiro, os inselbergs são formados no interior 
de um mesmo plúton. Corpos alcalinos, como os maciços sieníticos, também tendem a formar relevos 
positivos. Já os corpos básicos, constituídos por rochas gabróicas (menos resistentes à erosão), tendem a 
formar relevos rebaixados quando envolvidos por rochas mais resistentes.
Relevo em Domos
Domos são corpos intrusivos, que podem ou não ser concordantes com as rochas encaixantes ou 
com os planos de estratifi cação e de xistosidade, cujas dimensões variam segundo a proporção do corpo 
intrusivo. O sill, o lacólito e o lopólito são exemplos de corpos intrusivos concordantes com as rochas 
encaixantes, enquanto o dique, o neck, a apófi se e o batólito são discordantes.
Os domos podem ser de vários tipos:
batolíticos – formados por intrusão de material ígneo;
lacolíticos – formados pela intrusão de rochas ígneas entre os planos de acamamento dos es-
tratos sedimentares, formando uma massa convexa para cima;
salinos – pequenas estruturas salientes produzidas pela intrusão de sal no interior de estratos 
rochosos;
resultantes de arqueamento – forma intermediária entre a dobra e o domo.
Quando diques e sills são constituídos de rochas ácidas como granitos, aplitos, pegmatitos, 
etc., eles formam relevos altos e alongados. Quando constituídos de rochas básicas como basaltos 
e gabros, formam depressões onde a drenagem se adapta.
Você Sabia?
Nome da Disciplina em Versalete 23
Após os efeitos erosivos, o relevo dômico tende a desenvolver uma morfologia cir-
cular ou elíptica (100 – 300km de diâmetro) provocadas pelo arqueamento convexo de 
estratos sedimentares conforme a disposição do corpo intrusivo. A elevada temperatura 
do material intrusivo gera metamorfi smo de contato, alterando o comportamento físico 
ou as propriedades geomorfológicas das rochas.
Em clima úmido, a drenagem é radial 
em função da abertura de uma depres-
são circular no topo. Ocorre a formação 
de hog–backs e cuestas. Rios cataclinais 
superimpõem–se à estrutura e cortam as 
cristas em gaps. Rios ortoclinais se dis-
põem de forma radial. É comum a for-
mação de vales dissimétricos.
Vulcanismo: tipos de erupção e relevos vulcânicos 
O termo vulcanismo abrange todos os processos que causam e provocam a ascensão do magma até a 
superfície da Terra. Ele é muito importante na formação de arcos de ilhas e cadeias de montanhas e está as-
sociado à movimentação das placas tectônicas e suas características dependem do tipo de limite de placas.
FTC EaD | NOME DO CURSO24
Os vulcões são formados por lavas e material piroclástico (cinzas, lápilis, escórias, bombas) 
e constituem feições morfológicas altamente susceptíveis à ação de agentes externos. Eles se con-
centram nos limites de placas, principalmente ao longo das zonas de subducção. Os locais onde 
ocorrem as principais concentrações de vulcões são:
cinturão de fogo do Pacífi co (limite convergente)
zona Mediterrânea (limite convergente)
dorsais meso–oceânicas (limite divergente)
zona das grandes fraturas da África oriental e central
As rochas vulcânicas representam mais de 70% das rochas da superfície da Terra. Os tipos de erupção 
vulcânica estão associados
à composição do magma. Magmas ácidos ou intermediários, que são mais viscosos 
e ricos em voláteis, provocam erupções explosivas. Magmas básicos, por serem mais fl uidos e com poucos 
voláteis, dão origem a erupções calmas e derrames. Na fi gura abaixo, um alinhamento de cones vulcânicos. 
Os principais tipos de erupções vulcânicas são:
havaiana ou lago de lavas – derrames de lavas basálticas fl uidas a partir da cratera e com um 
lago de lavas no seu interior. Ex: Kilauea e Mauna Loa, localizados no arquipélago do Havaí
estromboliana – emissões freqüentes e regulares de projeções e efusões de lavas fluidas 
a partir da cratera. 
vulcaniana ou vesuviana – de lava bastante viscosa que solidifi ca no orifício de emissão e ex-
plode dando grande quantidade de cinzas e pedra-pome, possui uma alternância entre períodos 
de inatividade e fases explosivas. Ex: vulcões do Mediterrâneo.
pliniana – altamente explosiva, com densas nuvens de gás e material piroclástico ejetado muito 
alto na atmosfera. A explosão destrói parte da estrutura vulcânica. Ex: Vesúvio.
fissural – expele lavas basálticas e é a mais difundida, pois ocorre ao longo das cadeias oceânicas.
Nome da Disciplina em Versalete 25
Os principais tipos de vulcões são:
Escudo–vulcão – edifício vulcânico 
maciço e largo, de encostas suaves 
produzidos por sucessivas corridas 
de lavas fluidas e com estrutura em 
forma de escudo. Exemplos: Mauna 
Loa e Mauna Kea, no Havaí.
Estrato-vulcão ou cones compostos – 
edifício vulcânico com encostas íngremes 
produzido por lavas mais viscosas. Mais 
comum que o escudo–vulcão. É formado 
por uma alternância de camadas produzi-
da por erupção de lavas (duras) e material 
piroclástico (tenras) ou fragmentos que 
edifi cam um morro cônico e escarpado, 
encimado por uma cratera. Exemplos: 
Etna (Itália), Santa Helena (Estados 
Unidos), Fujiyama (Japão).
Cone de detritos e de cinzas - edi-
fício vulcânico baixo e de pequenas 
dimensões, com uma cratera no topo 
e paredes inclinadas. Composto quase 
que exclusivamente por cinzas vulcâni-
cas, são constituídos por erupções dos 
tipos vulcaniana e estromboliana.
Domo vulcânico – formado por um magma muito viscoso, o edifício vulcânico tem a for-
ma de um domo. Corresponde a erupções do tipo pliniano e dão relevos mais abruptos, de 
pico convexo e vertentes quase verticais até a base.
Os relevos vulcânicos estão diretamente relacionados com os tipos de vulcões e são bem variados devido a 
estes diferentes tipos e à erosão diferencial. Algumas rochas vulcânicas, por serem muito coerentes, são mais resis-
tentes à erosão, enquanto que outras, muito fraturadas, são menos resistentes e se desagregam mais facilmente.
 O relevo vulcânico pode ser classifi cado em três categorias (Penteado, 1980):
cones vulcânicos, com orifícios de emissão centrais ou laterais;
campos de escórias, que recobrem superfícies de variadas extensões;
corridas de lavas, que constituem os planaltos.
Os cones vulcânicos possuem a forma de cone cujas vertentes são variáveis e dependem dos 
materiais que a constituem. Podem possuir formas de destruição resultantes da própria atividade vul-
cânica. Uma nova atividade pode romper o antigo cone e abrir uma nova cratera, denominada caldeira. 
Depressões vulcanotectônicas podem ser criadas a partir do afundamento da parte central do vulcão por 
FTC EaD | NOME DO CURSO26
sobrecarga de material acumulado na superfície. A formação de caldeiras pode criar cones embutidos. Os 
principais tipos de vulcões descritos acima se enquadram nesta categoria.
Os campos de escórias constituem relevos planos resultantes do preenchimento de depressões e 
irregularidades estruturais do relevo vulcânico por material detrítico e cinzas carregadas pelos ventos. 
Como o material é muito friável é facilmente entalhado pela erosão.
As corridas de lavas são derrames de lavas fluidas e abundantes que podem ocorrer sobre 
um substrato plano ou sub–horizontal e constituir planaltos (corridas de planalto) ou podem per-
correr vales (corridas de vales). os derrames solidificados apresentam densa rede de diáclases que 
facilita a infiltração e reduz o escoamento superficial. 
A destruição do relevo vulcânico pode se dar por colapso do edifício vulcânico devido a uma nova 
erupção ou a abalos sísmicos e pela erosão pluvial, que provoca o aparecimento de ravinas. Após a retira-
da do material mais friável do cone, resta a parte mais resistente, denominada neck vulcânico. Ele consiste 
da lava solidifi cada no interior do cone e forma relevos de agulhas e pontas.
Formas de relevo derivadas do metamorfi smo 
Como já foi visto acima, o metamorfi smo sempre provoca mudanças na textura e pode ou não 
alterar a composição mineralógica. A textura mais comum das rochas metamórfi cas é a orientada. Isto 
porque, durante a deformação, a pressão dirigida provoca um alinhamento dos minerais em camadas ou 
bandas denominado foliação. Assim como a estratifi cação em rochas sedimentares, a foliação representa 
descontinuidades que favorecem a alteração mecânica. Quando estes minerais alinhados são micas e a 
temperatura aumenta de forma que estes cristais se tornem visíveis, isto gera uma xistosidade. 
As formas de relevo das rochas metamórfi cas estão diretamente relacionadas à resistência destas 
rochas, as quais dependem do tipo e grau de metamorfi smo e da mineralogia da rocha. 
Desta forma, xistos são menos resistentes do que quartzitos, pela composição química e pela xisto-
sidade. Os micaxistos dão relevos monoclinais devido à xistosidade, com as vertentes dispostas segundo 
o mergulho das camadas. Quando estão entre rochas graníticas, os micaxistos são entalhados em vales 
enquanto que os granitos sustentam as cristas. Gnaisses originam relevos semelhantes aos dos granitos 
porque seus planos de xistosidade são menos marcados.
Mármore e quartzito são rochas metamórfi cas de contato. O quartzito é muito resistente e origina 
cristas elevadas enquanto que o mármore, por ser solúvel, origina relevo ruiniforme.
Os milonitos, formados por metamorfi smo regional, podem ter resistência variada a depender da 
composição e do esmagamento a que foi submetido.
Os principais efeitos do vulcanismo no modelado terrestre são:
Desorganização da rede de drenagem, com a modifi cação de traçados e a geração de capturas;
Criação de lagos nas crateras;
Drenagem radial divergente a partir do alto dos cones;
Criar fenômenos de superimposição (os rios estabelecidos sobre os derrames podem 
atingir o substrato por cavamento).
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Nome da Disciplina em Versalete 27
Rochas bastante resistentes, como metamórficas e graníticas originam um relevo fortemente 
ondulado e repleto de vales em “V” encaixados.
Formas de relevo derivadas da atividade tectônica 
A tectônica atua na crosta impondo forças e pressões que se refl etem na paisagem. A seguir serão 
abordadas as formas de relevo em estruturas deformadas pela tectônica, com destaque para o relevo es-
culpido em estruturas dobradas e falhadas.
Relevo em estruturas dobradas
O relevo em estruturas dobradas é variável e depende dos seguintes fatores:
Diversidade das condições litológicas;
Complexidade das condições tectônicas;
Intensidade da erosão. 
As seqüências de rochas dobradas mostram, na superfície, sulcos ou cristas paralelas. Quando obser-
vamos estruturas sinclinais e anticlinais expressas no relevo constatamos o resultado da erosão que retirou 
espessos pacotes de rochas, para revelar camadas resistentes dobradas anteriormente. Um relevo esculpido 
em antigas formações dobradas, exumadas pela denudação, pode dar origem a cristas geradas nos estratos 
mais resistentes. Consideram-se dois tipos básicos de relevo elaborado em estruturas dobradas: 
jurássico;
apalacheano.
O relevo Jurássico
O relevo Jurássico tem este nome por ser proveniente
do Jura, uma região dobrada da França. As 
principais características deste tipo de relevo são:
Resultante da evolução morfológica de uma estrutura dobrada, onde a intercalação de cama-
das de diferentes resistências e as atividades morfogenéticas em diferentes condições climá-
ticas, respondem pela inversão do relevo;
Representa uma sucessão de dobras normais pouco atacadas pela erosão;
As formas de relevo, assim como as estruturas, se conservam bem;
Atualmente, estão em estágio avançado de evolução pela ação erosiva.
Os elementos do relevo Jurássico são:
FTC EaD | NOME DO CURSO28
A evolução do relevo Jurássico se processa da seguinte forma:
1. Ataque se inicia pelo ruz que, por erosão regressiva, abre canyons nos fl ancos do anticlinal.
2. A erosão abre uma cluse e captura uma ravina menor.
3. Acluse é alargada devido a uma camada tenra abaixo da mesma.
4. Surgem ravinas devido ao maior declive e ao trabalho acelerado da erosão. 
5. Abre–se uma combe cuja evolução é mais rápida do que o cavamento dos vales situa-
dos sobre as camadas duras no fundo dos sinclinais.
6. Os rios cavam mais na combe e aprofundam o seu nível de base; ocorre a inversão do 
relevo e o anticlinal exumado origina um novo mont.
O relevo Apalacheano
O relevo Apalacheano é caracterizado pelo paralelismo de cristas e vales devido ao total aplainamento da 
estrutura dobrada. Para compreender a evolução deste tipo de relevo devem ser consideradas duas premissas: 
O material dobrado e arrasado deve ser heterogêneo, para expor seqüências paralelas, represen-
tadas por camadas duras e tenras o friáveis;
A organização da drenagem, a qual é responsável pela retomada erosiva.
As principais características do relevo Apalacheano são:
Paralelismo das cristas;
As cristas correspondem as camadas duras e não obrigatoriamente a anticlinais;
Os vales podem se instalar em terrenos friáveis;
As cristas e vales, os cluses (gaps) e outras formas resultam de rejuvenescimento do relevo a 
partir de uma superfície de erosão;
O reentalhe erosivo termina com o desenvolvimento de uma rede de vales paralelos às dobras: 
vales sinclinais, anticlinais e monoclinais.
Nome da Disciplina em Versalete 29
A organização da rede de drenagem no relevo Apalacheano é da seguinte forma:
rios sinclinais – acompanham a direção das camadas no fundo dos sinclinais;
rios anticlinais – evoluem em combes no dorso dos anticlinais;
rios ortoclinais ou monoclinais ou homoclinais (subseqüentes) – alojam–se ao pé da crista 
monoclinal ou do mont e acompanham a direção das camadas;
rios cataclinais – escoam nos fl ancos dos anticlinais ou de cristas monoclinais e seguem o 
mergulho das camadas;
rios anaclinais – fl uem nos fl ancos exteriores dos sinclinais alçados ou nos fl ancos internos de 
anticlinais (interior das combes) e seguem em sentido contrário ao mergulho das camadas;
rios superimpostos – são ortogonais ou oblíquos ao eixo das dobras (direção das cristas) e 
cavam boqueirões, cluses ou gans ao atravessar as camadas;
rios antecedentes – seguem a inclinação topográfi ca anterior ao dobramento.
Relevo em Estruturas de Falhas
Para a caracterização da morfologia resultante de um relevo falhado devem ser levados em consideração 
os diferentes tipos de falhas, as intensidades e o grau de complexidade em relação aos demais componentes 
estruturais. Principalmente em regiões de terrenos cristalinos, este tipo de relevo forma escarpas, criando com-
partimentos abaixados e soerguidos. Os principais tipos de estruturas falhadas são:
em degraus – vários deslocamentos de pequena amplitude totalizando um grande desnível
A drenagem característica dos relevos Apalacheanos é em baioneta ou em disposição 
paralela e ortogonal aos eixos das dobras. Os rios principais são traçados adaptando-se as 
secções longitudinais e os secundários são ortogonais. Enfim, os relevos derivados de do-
bramentos geram cristas e vales alinhados e paralelos.
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FTC EaD | NOME DO CURSO30
em horsts – compartimentos elevados 
estruturalmente
em grabens ou fossas tectônicas – com-
partimentos afundados entre falhas, 
correspondem ao negativo do horst 
No caso de falhamento normal, relacionado à tectônica extensional, a expressão topográfi ca é 
marcada por relevo estruturado e alinhado, com vales alongados associados à formação de grabens e 
horsts. Quando esses grabens coincidem com o vale de um rio, recebem o nome de rift-valley (vale de 
afundamento), como é o caso do rio Nilo.
As falhas inversas estão relacionadas à tectônica compressional. O seu traço em mapa é sinuoso. Em 
falhas recentes é comum a presença de escarpas de falhas. A geometria, em perfi l ou em planta, é complexa.
As falhas transcorrentes estão associadas aos limites de placas litosféricas, com a movimentação 
essencialmente horizontal entre blocos adjacentes. O mergulho do plano de falha é vertical a subvertical 
resultando em mapa a traços retilíneos. 
O relevo falhado pode evoluir com ou sem escarpas. 
No relevo de falhas com escarpas, a 
evolução erosiva pode fazer o relevo pas-
sar por vários estágios:
escarpa original cria o desnível e a ero-
são é acelerada (ravinas, erosão origi-
nam o recuo da escarpa)
a erosão reduz as facetas triangulares 
e faz recuar a escarpa além da antiga 
linha de falha.
a erosão pode nivelar o terreno e no 
bloco anteriormente deprimido pode 
afl orar camada mais resistente de rocha
a erosão pode arrasar novamente o ressal-
to, produzindo uma nova superfície aplai-
nada, fazendo afl orar a escapar original
a retomada da erosão diferencial (a 
partir da linha de falha) ressalta o pla-
no de falha original.
No relevo de falhas sem escarpas:
o falhamento pode por em contato ro-
chas de resistências diferentes
a erosão pode desgastar a camada tenra
o plano de falha será exumado e sur-
girá uma escarpa.
Nome da Disciplina em Versalete 31
No relevo de estruturas falhadas, a rede de drenagem pode se adaptar ou não às falhas. 
O soerguimento lento permite a retirada de cobertura e o entalha da rede de drenagem. 
Deve-se levar em conta:
velocidade do tectonismo – erosão e sua relação;
desnível tectônico – direção da drenagem antecedente.
No caso da velocidade do tectonismo:
falhamento rápido conforme o escoamento da drenagem – o rio pode despencar em forma de 
queda de água;
falhamento rápido contrário ao escoamento da drenagem – o rio poderá ter se curso desviado 
(rift valley) ou represado, gerando lagos;
falhamento lento conforme o escoamento da drenagem; 
falhamento lento contrário ao escoamento – o entalhamento será em forma de garganta (gap).
Além da formação de regiões depressivas (grabens) e elevadas (horsts), outros efeitos geo-
morfológicos produzidos pelo falhamento são corredeiras, cachoeiras, lagos, vales encaixados, vales 
suspensos, seqüência de morros alinhados, drenagens superimpostas, dentre outros.
 Saiba Mais!
Quando a rede de drenagem está adaptada às es-
truturas falhadas, a rede de drenagem segue:
os vales de linha de falha;
os vales em fossas tectônicas.
Quando a rede de drenagem não está adaptada às 
estruturas falhadas, ocorrem os seguintes casos:
antecedência - Quando o rio é anterior ao 
falhamento de uma fossa ou horst;
superimposição – quando uma fossa pode 
ser preenchida por sedimentos e um rio se 
organiza obre a superfície de recobrimento, 
transversalmente a estrutura falhada.
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FTC EaD | NOME DO CURSO32
Formadas pela desagregação e/ou decomposição de outras rochas, as rochas sedimentares são 
subdivididas de acordo com a sua origem em:
Detríticas - originadas pela desagregação, decomposição, transporte e deposição de detritos de 
outras rochas. Ex: arenito e argilito;
Orgânicas - formadas pelo acúmulo de detritos orgânicos. Ex: carvão mineral (decomposição
de matéria orgânica vegetal);
Químicas - originadas pela decomposição de sedimentos por processos químicos. Ex: calcário 
(decomposição de corais);
Relevo em bacias sedimentares
Uma bacia sedimentar é uma depressão formada por movimentos tectônicos onde são acumulados os 
sedimentos produzidos pela erosão de rochas adjacentes ou por processos de deposição química. As bacias 
sedimentares, juntamente com os escudos cristalinos e os dobramentos modernos, constituem um dos três 
principais tipos de unidades estruturais existentes no planeta. Algumas bacias sedimentares brasileiras, por 
exemplo, a Bacia Amazônica, apresentam espessuras que chegam a 6.000 metros (Petri & Fúlfaro, 1983).
Geralmente, a espessura das camadas nas seqüências sedimentares cresce da borda para o centro. 
Os mergulhos das camadas são ligeiramente inclinados nas bordas das bacias e se tornam horizontais 
na seção central. O comportamento das camadas e as suas características litológicas geram dois tipos de 
estruturas concordantes:
horizontais – ocorrem na 
parte central da bacia e são 
formadas por camadas hori-
zontais ou quase horizontais 
paralelas ao plano basal. Ori-
ginam o relevo tabuliforme; 
inclinadas (monoclinal ou ho-
moclinal) – são formados por 
camadas superpostas e leve-
mente inclinadas (2 a 10°), numa 
direção constante. Originam o 
relevo de cuestas, hog–backs, 
costão e cristas isoclinais.
FORMAS DE RELEVO EM ESTRUTURAS 
SEDIMENTARES
A interação entre os diversos tipos de rochas sedimentares produz relevos de formas va-
riadas. Estas rochas tanto podem formar grandes escarpas, por exemplo o Grand Canyon, como 
formas cársticas, no caso de rochas carbonáticas.
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Nome da Disciplina em Versalete 33
Estrutura concordante horizontal – Relevo tabuliforme
O relevo tabuliforme representa formas estruturais caracterizadas por seqüências sedimentares 
horizontais ou sub–horizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados. É constituído por 
camadas homogêneas, duras ou friáveis, com cristas e vales mais ou menos entalhados de acordo com a 
resistência da rocha. O processo erosivo é lento nas rochas mais resistentes e produz o alargamento dos 
vales e o solapamento da base das camadas mais duras. Quando o estágio erosivo fi ca bem avançado surge 
a superfície estrutural. A disposição tabular pode diferir daquelas resultantes de processo de pediplanação 
em estruturas não-horizontais. Ressalta-se que a pediplanação também se dá em estruturas horizontais, 
com estreita correspondência entre a superfície de erosão e o comportamento dos estratos. 
Geralmente o relevo tabuliforme inicia sua evolução em clima úmido, com a rede de drenagem 
se organizando sobre um pediplano em ascensão. Esta rede de drenagem é inseqüente, não tem direção 
orientada devido à horizontalidade das camadas e apresenta o padrão espinha de peixe. Há uma tendência 
de aprofundamento dos talvegues e de elaboração de seus vales. Nessa circunstância, as alternâncias lito-
lógicas podem originar patamares estruturais ou formas específi cas relacionadas à imposição estrutural. 
Dada a disposição horizontal das camadas, os vales comumente apresentam formas simétricas.
A alternância entre clima seco e clima úmido proporciona as formas típicas deste relevo. En-
quanto no clima úmido as camadas resistentes fi cam pronunciadas, no clima seco a desagregação 
mecânica tende a reduzir estas diferenças. 
As principais formas de relevo tabuliforme são:
plataformas estruturais – mesas, chapadas, tabuleiros
morros testemunhos – forma residual formada por erosão regressiva
cornijas – escarpas mantidas pelas camadas mais resistentes
vales em “manjedoura” – vales simétricos muito abertos
Os relevos tabulares tendem a ocorrer com maior freqüência no interior das bacias sedimen-
tares devido à disposição horizontal dos estratos. As formas mais comuns nas estruturas concor-
dantes se caracterizam por chapadões, chapadas e mesas, em ordem de grandeza.
Saiba Mais!
FTC EaD | NOME DO CURSO34
Estrutura concordante inclinada – Relevo de cuestas
O relevo de cuestas, assim como o tabuliforme, também está associado a estruturas sedimentares, 
com ou sem intercalações de estratos basálticos. É formado por uma camada resistente fracamente in-
clinada (< 30º) e interrompida pela erosão. É uma forma de relevo dissimétrica, com perfi l côncavo em 
declive íngreme e planalto suavemente inclinado. Diferencia–se do relevo tabuliforme pela inclinação das 
camadas. Geralmente as cuestas são encontradas em:
periferia de bacias sedimentares interiores em contato com escudos antigos e mergulhando em 
direção ao centro da bacia;
bordas de grandes dobramentos;
periferia de domos;
planícies costeiras. 
A erosão diferencial das cuestas gera os elementos topográfi cos: 
front;
depressão ortoclinal ou subseqüente;
reverso;
morro testemunho.
Front – é a escarpa erosiva ou “costão” que se encontra entre a depressão ortoclinal e a parte 
superior da cuesta, referente ao reverso. É constituído de cornija (parte superior do front sus-
tentada pela camada resistente, caracterizada pela verticalidade) e tálus (depósito de detritos 
situado na base da cornija, na base do front, geralmente de forma côncava).
Depressão ortoclinal ou subseqüente – é a vertente do vale subseqüente (vale transversal ao 
front) que delimita a cuesta. Desenvolve–se abaixo do tálus e apresenta uma vertente côncava 
com forte inclinação e uma outra que é suave (reverso).
Reverso – é o topo suavemente inclinado da cuesta, que inicia na parte superior do front e pro-
gride em direção ao centro da bacia sedimentar. Possui as seguintes denominações:
Nome da Disciplina em Versalete 35
reverso estrutural – quando corresponde ao mergulho das camadas;
reverso escultural – quando representado por sedimentos resultantes da meteorização da 
rocha subjacente;
superfície de erosão – quando resulta do aplainamento das camadas.
Morro testemunho – morro ou colina com topo mais ou menos plano mantido por uma 
camada resistente que foi atacada pela erosão por todos os lados. A sobrevivência dos 
morros testemunhos pode ser dada por recuo rápido da cuesta, sua posição na linha de 
repartição de redes de drenagem, dentre outros.
A drenagem de um relevo de cuesta é função da sua estrutura. Os rios são classifi cados como:
Cataclinais ou Conseqüentes
Seguem o mergulho das camadas. A superimposição destes cursos dá origem as percées. 
A extensão das percées depende do mergulho da camada. Assim, quanto menor o mergu-
lho da camada, maior a extensão do reverso e maior a amplitude das percées.
Ortoclinais ou Subseqüentes 
Paralelos à direção das camadas e perpendiculares ao mergulho. Desenvolvem a depressão ortoclinal.
Anaclinais ou Obseqüentes 
contrários aos conseqüentes, seguem em sentido oposto ao mergulho das camadas. Des-
cem a escarpa da cuesta em direção à depressão ortoclinal. A erosão remontante dos cur-
sos anaclinais provoca a retirada gradativa do material subjacente, implicando no desgaste 
da camada resistente (cornija) com conseqüente “festonamento’’ do front.
Cataclinais de Reverso ou Resseqüentes 
correm segundo o mergulho das camadas, no reverso da cuesta.
FTC EaD | NOME DO CURSO36
Os fatores que diferenciam a forma das cuestas são de ordem estrutural e dependem da 
resistência, espessura e mergulho das camadas, e de ordem escultural, que dependem do sistema 
morfoclimático, organização da drenagem e tempo de evolução. Elas podem ser:
retilíneas – quanto mais espessas e resistentes forem as camadas, mais difícil será o entalhe pelos rios;
festonadas – quanto mais espessa for a camada friável abaixo da cornija, mais longa será a vertente 
côncava e quanto mais longa for a vertente, mais intensa será a erosão, e maior será o recuo.
 O clima interfere na forma das cuestas
da seguinte forma:
temperado úmido – cornijas mais arredondadas
tropical – solapamentos origina detritos finos
semi-árido – recuo das escarpas é rápido, devido processo mecânicos de meteorização das rochas.
Estrutura concordante inclinada – hog–backs, costões e cristas isoclinais
As demais formas de estrutura concordante inclinada são hog–backs, costões e cristas inclinadas.
Hog–backs são formas similares as cuestas, porém elaboradas em estruturas monoclinais 
com mergulhos superiores a 30°. Como dificilmente são encontrados mergulhos destas propor-
ções associados somente aos processos de deposição, os hog–backs geralmente estão associados 
a fenômenos tectônicos. Formam um relevo assimétrico com cornija e reverso mais inclinados do 
que nas cuestas. São comuns na periferia de domos ou de estruturas de dobras.
 Costão é uma estrutura inclinada que possui mergulho com mesmo sentido do front da 
escarpa, ou seja, as camadas possuem inclinação inversa em relação à cuesta.
Crista isoclinal desenvolve-se em estruturas de camadas quase verticais, relacionada a pro-
cessos tectônicos. As cristas apresentam simetria de flancos e a mesma inclinação das camadas.
Fonte:http://geolog y.cwr u.edu/
~huwig/catalog/slides/475.%20.1.jpeg
Nome da Disciplina em Versalete 37
O relevo terrestre é o resultado de uma conjugação de forças que existem na natureza. Quais são 
as principais forças responsáveis pela formação do relevo? Como elas atuam?
Os fenômenos geológicos relacionados à geodinâmica interna são os responsáveis pela forma 
bruta do relevo. Quais são estes fenômenos? Caracterize–os.
O relevo tabuliforme tende a ocorrer, com maior freqüência, no interior das bacias sedimenta-
res. Qual é a sua estruturação e quais as formas resultantes deste tipo de relevo? 
Cite e descreva os elementos do relevo jurássico.
Quais são as feições morfológicas geradas por falhamentos?
1.
2.
3.
4.
5.
Atividade Complementar
FTC EaD | NOME DO CURSO38
PROCESSOS EXÓGENOS DE 
ESCULTURAÇÃO DO RELEVO
PRINCIPAIS PROCESSOS DO CICLO SUPERFICIAL
O relevo é o resultado da interação entre os processos endógenos, que são responsáveis pela estru-
turação do relevo, e os processos exógenos, que o modelam. 
Os principais processos do ciclo superfi cial são:
intemperismo;
erosão;
transporte;
sedimentação; 
Estes processos são responsáveis pelo desgaste e esculturação do relevo terrestre. 
O intemperismo prepara os materiais geológicos para o ciclo erosivo e sedimentar (erosão, trans-
porte e sedimentação) através dos agentes da denudação continental (águas superfi ciais e subterrâneas, 
geleiras, oceanos e ventos). A água da Terra constitui a hidrosfera e distribui-se por três reservatórios 
principais, que são os oceanos, os continentes e a atmosfera, entre os quais existe uma circulação perpé-
tua, o ciclo da água ou ciclo hidrológico.
As condições climáticas, como temperatura, umidade e pressão, respondem pela meteorização das ro-
chas, que geram os diversos tipos de relevo existentes na superfície terrestre. Para compreender melhor estas 
relações e proporcionar um encadeamento seqüencial na análise das formas de relevo, serão apresentadas 
algumas considerações sobre as formas de intemperismo e a suscetibilidade das rochas à alteração. 
A erosão, assim como o intemperismo, é um outro processo do ciclo superfi cial responsável pela 
esculturação e desgaste do relevo terrestre.
A superfície da Terra sofreu modifi cações profundas ao longo do tempo e continuará se transfor-
mando indefi nidamente. Isto acontece porque os agentes de erosão, alteram a superfície de maneira quase 
imperceptível, mas constante. O homem também tornou–se um agente de erosão quando emprega mé-
todos inadequados para o cultivo da terra, desmata áreas, altera o perfi l das vertentes, constrói de maneira 
inadequada, dentre tantas outras ações danosas. 
A água, o vento e a gravidade, são os agentes fundamentais da dinâmica externa da Terra. Os 
processos exógenos de elaboração do relevo estão ligados a esta dinâmica externa.
Você Sabia?
Nome da Disciplina em Versalete 39
MODELADO DAS VERTENTES
As vertentes, também denominadas de encostas, são os elementos principais da superfície terrestre. 
Com exceção de fundos de vales e topos de chapadas, quase todas as terras emersas são constituídas por 
vertentes. Pela sua distribuição generalizada na superfície terrestre, a abordagem das formas de relevo 
relacionada aos processos exógenos começará com o estudo do modelado das vertentes. 
As vertentes são produzidas por intemperismo e erosão, com elementos basais de origem deposi-
cional ou erosiva. Há vários objetivos no estudo das vertentes. Para o geomorfólogo, elas são unidades da 
superfície da Terra fundamentais para explicar a evolução do relevo. Por isto, é muito importante enten-
dê-las nos seus vários aspectos: formas, processos de erosão e intemperismo nelas atuantes. Os estudos 
das vertentes não interessam apenas aos geógrafos da disciplina Geomorfologia, mas também a outros 
profi ssionais que lidam com agricultura, mineração ou atividades afi ns. Contudo cada um destes profi s-
sionais só se preocupa com um aspecto particular das vertentes. O geomorfólogo é o único que tem uma 
visão abrangente de todos os aspectos das vertentes.
O desenvolvimento das vertentes é o principal resultado da denudação. Sua importância se 
dá na compreensão das paisagens naturais para prevenção e controle de erosão dos solos nas terras 
agrícolas e na ocorrência de movimentos de massa. Qualquer obra que o homem realizar sobre uma 
encosta poderá afetar as formas do relevo. 
As encostas variam de forma, comprimento e declividade de um local para outro e até num mesmo 
local. Estas mudanças se devem a fatores, climáticos, pedológicos, geológicos, dentre outros. 
Forças que atuam nas vertentes
Os materiais de vertente são altamente vari-
áveis, dependendo dos diversos tipos de terreno. A 
gravidade é o “motor” dos movimentos de massa. 
Numa vertente, a força da gravidade pode ser de-
composta em duas componentes principais, uma atu-
ando de forma perpendicular (gp) e outra atuando 
tangencialmente (gt) à superfície da vertente. O ângu-
lo que a vertente faz com a horizontal é denominado 
de ângulo de repouso, e é defi nido como o ângulo 
máximo no qual os materiais soltos de uma vertente 
se mantêm estáveis. Uma vertente mais inclinada do 
que o ângulo de repouso é instável e tenderá a colap-
sar para alcançar novamente o ângulo estável.
Pode-se defi nir vertente como um elemento da superfície terrestre inclinado em relação 
à horizontal, tendo um gradiente e uma orientação no espaço.
Atenção!
FTC EaD | NOME DO CURSO40
O ângulo de repouso varia signifi cativamente 
com vários fatores, dentre eles, o tamanho e a forma das 
partículas. Fragmentos maiores, mais achatados e mais 
angulosos de material solto permanecem estáveis em 
vertentes com declives acentuados. O ângulo de repou-
so também varia com a quantidade de água existente 
entre as partículas. O ângulo de repouso da areia úmida 
é mais acentuado do que o da areia seca, uma vez que a 
pequena quantidade de água entre os grãos tende a uni-
los de forma a resistirem ao movimento. 
A origem desta tendência é a tensão superfi cial, 
que é a força de atração que existe entre as moléculas de 
água em uma superfície. Entretanto, muita água mantém 
as partículas afastadas umas das outras e permite que 
elas se movam livremente umas em relação às outras.
As vertentes dos materiais consolidados podem ser 
mais abruptas e menos regulares, mas se elas se tornarem 
muito abruptas ou se a vegetação for retirada, podem se 
tornar muito instáveis.
Características naturais das encostas 
As vertentes resultam de diversos processos endógenos e exógenos. Os processos endógenos estão 
relacionados a vulcanismo,
orogênese e epirogênese, os quais tanto modifi cam a posição altimétrica e a orien-
tação das vertentes pré–existentes como produzem novas vertentes. Já os processos exógenos são controlados 
por fatores externos, tais como intemperismo, movimentos de massa, transporte e deposição. Estes processos 
tendem a reduzir a paisagem terrestre a um nível de base, sendo que o principal é o nível do mar.
A descrição das vertentes fornece informações importantes para a caracterização das áreas e pode 
ser realizada em perfi l ou em plano. 
Os principais índices morfométricos das vertentes são:
altitude;
amplitude;
comprimento da rampa; 
declividade.
As principais formas das vertentes são:
côncavas;
convexas;
retilíneas;.
Geralmente as vertentes se apresentam como uma combinação das formas acima citadas e também 
podem ser subaéreas e submarinas. As encostas de forma convexa são características de processos de 
rastejamento (creep), erosão por salpicamento (splash) e divergência de fl uxos, com lavagem de superfície 
do terreno. As concavidades estão associadas à erosão e à deposição. 
Nome da Disciplina em Versalete 41
Com base situada nas linhas de contorno das curvas de nível e nas linhas de perfi l transversal e 
combinando convexidade e concavidade, existem quatro tipos de vertentes: 
As vertentes podem ter duas origens:
erosiva – formando morros, colinas, escarpas, etc.
deposicional – formando planícies, cones de dejeção, etc.
Declividade e estabilidade das encostas
Vários fatores controlam a declividade, sendo a geologia um fator principal. Os processos que 
ocorrem em uma vertente dependem de fatores como declive, litologia e condições climáticas. Diferentes 
declividades podem aparecer em diferentes tipos de solos e rochas. 
As encostas rochosas podem ter inclinações suaves ou abruptas. A estabilidade destas encostas de-
pende do intemperismo e do grau de fragmentação das rochas. Os folhelhos, por exemplo, tendem a se 
fragmentar em pequenos pedaços que formam uma fi na camada de cascalho cobrindo o substrato rochoso. 
O ângulo de inclinação da vertente rochosa é semelhante ao ângulo de repouso da areia grosseira solta. 
O cascalho acumula-se gradualmente, formando uma vertente instável. Eventualmente, algum mate-
rial solto desliza vertente abaixo. Isto acontece nas estradas, quando se formaram vertentes instáveis sem que 
nada fosse feito para prevenir, levando a desmoronamentos que restringem ou impossibilitam o tráfego.
Os calcários e os arenitos de ambientes áridos, que são resistentes à erosão e desintegram–se em 
grandes blocos, apresentam comportamentos contrastantes. As encostas íngremes das partes altas são bem 
mais estáveis do que as encostas mais suaves cobertas com fragmentos de rochas das partes mais baixas. 
A exceção feita às eventuais quedas de massas rochosas que se abatem e rolam sobre a vertente coberta de 
rochas abaixo. O acúmulo de fragmentos de rochas nestas vertentes faz com que ela se torne mais inclinada 
até ultrapassarem o ângulo de repouso, quando tornam–se instáveis e deslizam morro abaixo.
FTC EaD | NOME DO CURSO42
Quando estes calcários e arenitos se encontram intercalados com folhelhos, as encostas podem se tornar 
escalonadas, como no caso das rochas do Grand Canyon. Quando o folhelho vai sendo retirado, as camadas 
mais duras fi cam sem sustentação, tornam-se menos estáveis e caem, eventualmente, em grandes blocos. 
A estrutura das camadas infl uencia na sua estabilidade, especialmente quando o mergulho das 
camadas é paralelo ao ângulo da encosta. Os planos de estratifi cação podem ser potenciais zonas de 
fraqueza, uma vez que as camadas adjacentes diferem na sua composição mineralógica, na textura ou na 
sua capacidade para absorver água. Essas camadas podem tornar-se instáveis, permitindo que massas de 
rocha deslizem ao longo dos planos de estratifi cação.
O movimento de massa, por exemplo, tem possibilidade de ocorrer em declive moderado, 
desde que a presença de água e de argila seja suficiente para reduzir o atrito do material intempe-
rizado em relação à estrutura subjacente. 
Denomina-se intemperismo ou meteorização o conjunto de processos físicos e químicos que oca-
sionam a desintegração e a decomposição das rochas e dos minerais devido à ação de agentes geológicos 
e biológicos. Em função dos mecanismos predominantes de atuação, são classifi cados em:
intemperismo físico;
intemperismo químico;
intemperismo biológico.
Intemperismo físico
O intemperismo físico consiste na desagregação física das rochas, com separação dos grãos mine-
rais antes coesos e com sua fragmentação, transformando a rocha em material descontínuo e friável. Na 
realidade, ele prepara a rocha para a atuação do intemperismo químico.
Os principais fatores desta desintegração são:
alívio de pressão;
expansão térmica.
PROCESSOS INTEMPÉRICOS
No intemperismo físico não há alteração da composição química das rochas. As conseqüên-
cias diretas deste tipo de intemperismo são a redução da granulometria dos minerais, um aumento 
da superfície específi ca das rochas e a formação de solo.
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 43
crescimento de cristais;
hidratação de minerais;
processos físico–biológicos.
Intemperismo químico
O intemperismo químico consiste da decomposição das rochas devido ao rompimento do equilíbrio 
do conjunto de íons que constituem os minerais. É um processo muito lento, complexo e variado e ocorre 
principalmente em regiões de altas temperaturas e elevada pluviosidade. Os principais agentes são:
A água de infiltração, que por ser levemente ácida (contendo gases e íons dissolvidos), é 
quimicamente ativa;
Os agentes biológicos e seus produtos orgânicos.
No intemperismo químico há alteração da composição química das rochas. As reações químicas 
conduzem o mineral a um arranjo mais estável em suas novas condições, originando minerais de com-
posição diferente dos existentes. Estes novos minerais são estáveis nas condições da superfície e futura-
mente darão origem ao solo. 
As principais reações químicas que ocorrem no intemperismo químico são:
Hidratação;
Hidrólise;
Dissolução;
Oxidação;
Complexação.
Hidratação: consiste na adição de moléculas de água na estrutura do mineral, modifi cando-a e 
formando um novo mineral. A água de hidratação causa uma expansão do volume desse mineral e pode 
ser eliminada através do aquecimento do mineral acima da temperatura de ebulição da água. 
Ex.: transformação da anidrita em gipso.
CaSO4 + 2H2O → CaSO4 . 2H2O
 
Hidrólise: consiste na decomposição do mineral pela água devido à quebra da sua estrutura pela 
ação dos íons H+ e OH- dissociados da água. Qualquer reação que aumente a concentração H+ na água 
aumenta a efi ciência da hidrólise. A hidrólise pode ser demonstrada através da decomposição dos silicatos 
(feldspatos, micas, hornblenda, augita, dentre outros) pela água dissolvida.
Ex: transformação do feldspato em argila.
2KAlSi3O8 + 2H2CO3 + H2O →Al2Si2O5(OH)4 + 4H4SiO4 + 2K
+ + 2HCO3–
 
anidrita gipso (gesso)
ortoclásio caulinita
FTC EaD | NOME DO CURSO44
Dissolução: é a solubilização de minerais em maior ou menor grau sob processos intempéricos 
em função da concentração de íons H+ (pH). Determinadas rochas ou minerais são dissolvidos mais 
facilmente pela água do que outros. Por exemplo, a água pura solubiliza facilmente sais clorídricos (halita, 
carnalita) e mais lentamente minerais como o gipso e a anidrita.
Carbonatação: é um tipo de dissolução que consiste na dissolução de rochas carbonatadas (calcário 
e dolomito) pela água pura ou enriquecida em gases e ácidos. O gás carbônico dissolvido na água dá origem 
a uma solução ácida, denominada de ácido carbônico (H2CO3),
que reage com os minerais carbonatados e 
provoca a dissolução da rocha. Esta água agindo sobre o calcário transforma o CaCO3 da calcita em bicar-
bonato de cálcio, bastante solúvel em água, que é lixiviado. A reação pode ser assim expressa: 
CaCO3 + H2CO3 → Ca(HCO3)2
Oxidação: é uma das principais reações do intemperismo químico e ocorre quando o oxigênio 
combina com um elemento dos minerais (geralmente Fe, Al e Mn) formando óxidos. A evidência da 
oxidação é a coloração avermelhada ou amarelada encontrada em rochas e solos. 
Ex: transformação da hematita em goethita.
2Fe2O3 + 3H2O → 2Fe2O3. 3H2O
Complexação: é a reação na qual complexos orgânicos solúveis ligam–se a elementos quími-
cos insolúveis, mobilizando–os. É um processo comum em ambientes frios onde a decomposição da 
matéria orgânica não é total, formando ácidos orgânicos que diminuem o pH das águas e permitem 
complexar Fe e Al, colocando-os em solução. 
No intemperismo químico ocorre uma completa modifi cação das propriedades físicas e químicas 
das rochas. As conseqüências diretas deste tipo de intemperismo são:
Aumento no volume dos minerais secundários em relação aos minerais primários;
Formação dos solos;
Esfoliação esferoidal. 
Intemperismo biológico
O intemperismo biológico consiste na desagregação física e na decomposição química das rochas 
causada pelos organismos vivos. A desagregação das rochas pode ser provocada pelas raízes dos vegetais 
que penetram em suas fendas. Considerável redução em tamanho de minerais e rochas pode ser causada 
pela abundância da fl ora e fauna nos solos de áreas úmidas. 
As atividades orgânicas de bactérias, fungos, líquens, algas e musgos tomam parte na decomposição 
das rochas pela ação dos seus metabólitos (CO2, nitratos, ácidos orgânicos, etc).
Fatores que controlam o intemperismo
Várias características do ambiente em que se processa o intemperismo infl uem diretamente na ve-
locidade e na intensidade das reações de alteração e, conseqüentemente, na formação das diversas formas 
de relevo. Os principais fatores de controle do intemperismo são:
calcita bicarbonato de cálcio
hematita goethita
Nome da Disciplina em Versalete 45
material parental (ou original);
clima;
topografi a;
biosfera;
tempo.
Material parental: a natureza dos minerais, e a textura e estrutura das rochas determinam a resistência 
à alteração. Entre os minerais constituintes das rochas alguns são mais suscetíveis à alteração do que outros. A 
série de Goldich representa a seqüência normal de estabilidade dos principais minerais frente ao intemperismo. 
Devido a estes diferentes comportamentos dos minerais, os perfi s de alteração são naturalmente enriquecidos 
nos minerais mais resistentes, como o quartzo, e empobrecidos ou mesmo desprovidos dos minerais mais 
alteráveis, como a olivina. Para os minerais silicáticos de origem magmática, essa série é equivalente à série de 
Bowen, que representa a ordem de cristalização dos minerais a partir da solidifi cação do magma. A fi gura abai-
xo mostra a correlação entre a série de Goldich (à esquerda) e a série de Bowen (à direita). 
As estruturas existentes nas rochas, tais como contatos e descontinuidades, facilitam a alteração do 
intemperismo. Rochas permeáveis são mais susceptíveis à alteração do que rochas impermeáveis.
Clima: fator que mais infl uencia no intemperismo, é determinante na caracterização do tipo e da 
intensidade da meteorização das rochas. Os parâmetros climáticos mais importantes são temperatura e 
precipitação pluviométrica. O intemperismo físico predomina em áreas de temperatura e pluviosidade 
baixas, ao contrário do intemperismo químico, que predomina em temperatura e pluviosidade elevadas. 
Em climas quentes e úmidos (intertropicais e equatoriais), devido à abundância de água, o intem-
perismo químico é maior do que o físico. Neste tipo de clima, minerais primários inalterados e os consti-
tuintes solúveis dos minerais de alteração são escassos. 
Em climas quentes e secos, como a evaporação é maior que a precipitação, o intemperismo físico é 
FTC EaD | NOME DO CURSO46
maior que o químico. É comum a cristalização de sais nos solos e nas rochas. Os minerais primários inalterados 
são abundantes e os minerais de alteração ainda refl etem a sua composição inicial (ricos em sílica e bases). 
Em climas temperados, as reações químicas são retardadas.
Topografi a: regula a velocidade de escoamento superfi cial das águas pluviais e controla a quanti-
dade de água que infi ltra nos perfi s. 
Biosfera: promove a ruptura das rochas através do crescimento das raízes das plantas e a remo-
bilização dos materiais do solo pelos organismos. A presença da vegetação possibilita a estabilização de 
encostas e o retardamento da erosão mecânica, favorecendo a infi ltração das águas das chuvas e promo-
vendo o intemperismo químico. Superfícies rochosas colonizadas por liquens são muito mais rapidamen-
te atacadas pelo intemperismo químico.
Tempo: depende da susceptibilidade dos minerais e do clima. Valores da ordem de 20 a 50 
metros por milhão de anos podem ser considerados representativos para a velocidade de aprofun-
damento do perfi l de alteração.
Minerais e elementos químicos envolvidos no intemperismo
Os minerais e os elementos químicos mais abundantes nas rochas da crosta terrestre são:
Além do oxigênio, os elementos químicos mais abundantes nos minerais constituintes das 
rochas da crosta terrestre são Si, Al, Ca, Mg, Fe, Na e K. Já nos solos, os minerais mais abundantes 
são os argilominerais e os óxihidróxidos de Fe e Al e os elementos químicos mais abundantes, além 
do oxigênio, são Al, Fe e Si. Mas, e o que é feito do Ca, Mg, Na e K? O destino destes elementos nos 
climas tropicais é a água, onde eles estão dissolvidos na forma de cátions e ânions.
O intemperismo é apenas a primeira etapa da pedogênese. A pedogênese é um conjunto de 
mecanismos que transforma uma rocha alterada num material mais evoluído do ponto de vista es-
trutural que origina os solos. Ela envolve, basicamente, uma reorganização estrutural do material já 
meteorizado, com grande participação dos organismos e das substâncias por eles geradas.
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 47
Solo: o resíduo do intemperismo
Os solos resultam das transformações estruturais no material que sofreu intemperismo pela 
ação dos agentes meteóricos e dos organismos vivos. A estas transformações estruturais que dão 
origem aos solos denomina–se pedogênese. 
Em sentido amplo, solo é o material superfi cial da crosta terrestre sobre o qual ocorrem alte-
rações devidas aos fenômenos atmosféricos e à biosfera, na qual se incluem certas espécies animais, 
vegetais e de microrganismos. Entretanto, os geólogos preferem denominar esse material não con-
solidado que recobre as rochas de manto de intemperismo ou regolito. 
Em sentido estrito, o solo corresponde à parte delgada do manto de intemperismo que oferece 
as condições de sustentação e subsistência necessárias à vida vegetal. Geralmente, os solos contêm 
matéria orgânica carbonosa, escura, chamada húmus, gerada pela decomposição da matéria orgânica. 
A parte subjacente ao solo se denomina subsolo. O ramo das ciências da Terra que estuda o solo 
chama-se pedologia ou edafologia.
Formação dos solos
As rochas que afl oram sobre a superfície terrestre, submetidas à ação modifi cadora de diversos 
agentes, dão origem aos solos. Um solo pode originar-se de qualquer tipo de rocha: ígnea, metamórfi ca 
ou sedimentar. Os principais fatores que controlam o tipo de solo que será formado e a sua evolução são 
os mesmos que controlam o intemperismo.
As características de um solo dependem em grande parte da rocha matriz, mas há outros fatores que contri-
buem decisivamente em sua formação. O tempo, por exemplo, é um fator importante, pois cada tipo de material 
tem
sua velocidade de decomposição: um folhelho se decompõe mais rapidamente que uma rocha ígnea. 
O clima é outro fator de grande importância na formação dos solos. Com exceção de casos extre-
mos de diferenças de composição, o que geralmente acontece é que, em função do clima, tipos diferentes 
de rochas podem originar solos iguais. 
A infl uência do relevo se percebe na diferença existente entre os solos das regiões fortemente incli-
nadas e os das regiões planas, devido às condições de drenagem, entre outros fatores.
Chamam-se solos residuais os que repousam sobre a própria rocha matriz de que derivaram. Nesse caso, 
observa-se em seu perfi l uma transição gradual do solo para o subsolo, e deste para a rocha matriz. Os solos for-
mados de material trazido de pontos afastados pela ação de agentes geológicos chamam-se solos transportados.
Perfi l do solo
A organização dos solos se dá pela remo-
bilização dos materiais por vários mecanismos 
de transferência de partículas e de íons causando 
a diferenciação dos horizontes pedológicos. Um 
solo é dito maduro quando, depois de sujeito por 
longo período a diferentes condições climáticas, 
adquire características peculiares. A seção de um 
solo maduro mostra um perfi l constituído de três 
horizontes principais, designados A, B e C, que 
diferem em cor, textura, estrutura e composição, 
e variam em espessura. O horizonte A é fofo, 
rico em matéria orgânica, útil para as culturas; o 
FTC EaD | NOME DO CURSO48
horizonte B, rico em argilas ou em minerais de ferro e pobre em húmus, é inútil para culturas de ciclo 
curto; o horizonte C corresponde principalmente à rocha decomposta.
Classifi cação pedológica
Os solos se reúnem em classes determinadas primeiramente pelo tipo de clima em que se origi-
naram. Chamam-se lateritos os solos desenvolvidos por processos de intemperismo próprios de climas 
quentes e úmidos. Ricos em óxidos de ferro e alumínio com lixiviação de sílica, os lateritos apresentam 
cor vermelha ou amarela. Tchernoziom (em russo, “terra negra”) é a nome dado aos solos negros de 
clima temperado, subúmido. O solo podzólico, de cor cinza, é típico de clima frio, úmido.
No Brasil, os solos mais comuns são: latossolos, argissolos, nitissolos, alissolos, plintissolos, lu-
vissolos, planossolos, espodossolos, chernossolos, gleissolos, planossolos, cambissolos, neossolos, orga-
nossolos, vertissolos. Entretanto, há designações populares para distinguir tipos de solos. No estado de 
São Paulo, dá-se o nome de terra roxa aos solos originários da decomposição de basaltos. A designação 
massapê é usada no Norte do Brasil para solos pretos argilosos. Em São Paulo, o mesmo nome se aplica 
aos solos argilosos provenientes da decomposição de xistos metamórfi cos. O salmourão é um solo areno-
argiloso proveniente da decomposição de granitos e gnaisses.
Evolução dos solos sob diferentes sistemas morfoclimáticos
A intensidade da lixiviação é inversamente proporcional à temperatura e quantidade de água infi l-
trada. Nos climas temperados, as temperaturas são pouco elevadas podendo ocorrer um período de que-
da de neve com retenção de água. A lixiviação é moderada e a atividade biológica é reduzida. Os minerais 
argilosos do solo impermeabilizam a superfície e a ação dos processos de denudação sobre as vertentes 
será mais intensa. A paisagem resultante será de encostas suaves, convexas no topo e côncavas na base 
cobertas por alguns decímetros de solo. 
Nos climas frios, a atividade biológica é bem reduzida e a lixiviação é muito pequena. Os solos 
evoluem lentamente e são bem rasos. O intemperismo mecânico é muito efi caz na destruição dos relevos, 
que se apresentam como fragmentos de rochas sobre as vertentes nuas expostas à desagregação, podendo 
formar penhascos abruptos. 
Nos climas intertropicais quentes e úmidos, as altas temperaturas e a elevada umidade favorecem a lixiviação. 
O quartzo é parcialmente atacado e as argilas podem caracterizar a zona meteorizada atingindo dezenas de metros.
Nos climas tropicais com estação seca defi nida, do tipo savana e cerrado, as temperaturas são 
também elevadas, mas a vegetação é menos abundante que nos climas intertropicais úmidos. Ocorre a 
deposição e a oxidação do ferro na parte superior do horizonte B. Estas concentrações podem endurecer 
e aparecer na superfície após a erosão superfi cial.
Nos climas semi-áridos a lixiviação é quase nula. Os minerais são pouco mobilizados e os solos são 
rasos, pouco húmiferos, mineralizados, secos, com fraca estrutura e muito sujeitos a erosão.
Os agentes erosivos são os principais responsáveis pelo modelado do relevo. Eles variam, sobretudo, 
em função dos fatores climáticos, litológicos, estruturais e topográfi cos de uma dada região. Assim, por 
exemplo, a ação dos rios só se faz sentir onde houver águas correntes, da mesma forma que as geleiras só 
se encontram em latitudes e/ou altitudes que permitam a formação e manutenção de gelo. Afl oramentos 
de rochas carbonatadas e de rochas intrusivas ou metamórfi cas respondem de formas diferentes ao mesmo 
PROCESSOS EROSIVOS
Nome da Disciplina em Versalete 49
agente erosivo. Do mesmo modo, por uma questão de diferença de energia dos agentes erosivos, os proces-
sos e efeitos que se verifi cam numa região montanhosa são diferentes dos verifi cados numa planície. 
Os principais tipos de erosão são:
pluvial;
fl uvial;
marinha;
eólica;
glacial.
Erosão pluvial – é causada pela água da chuva nos solos e nas rochas. Quando o terreno está sem 
vegetação, ele fi ca desprotegido e as chuvas carregam a camada superfi cial do solo, onde existem 
substâncias necessárias às plantas. Desta forma, um solo fértil pode transformar–se em árido cau-
sando prejuízos à lavoura e desmoronamentos. As águas das chuvas também provocam um desgaste 
nas rochas através da dissolução de seus componentes, embora muito mais lento do que nos solos.
Erosão fl uvial – é o desgaste provocado pelas águas dos rios. As fortes correntezas dos rios 
vão arrancando fragmentos das margens, alterando assim os seus contornos. Este material 
é carregado pelas águas e depositado em outros locais. Com o passar dos tempos, os rios 
podem mudar o seu percurso por causa da erosão.
Erosão marinha – é causada pelo mar, que age sobre as rochas e as praias através das ondas.
Erosão eólica – é o desgaste provocado pelo vento. O vento transporta areia para 
lugares distantes. No seu trajeto, os grãos de areia desgastam e alteram as formas das 
rochas que encontram pelo caminho.
Erosão glacial – é o desgaste das rochas provocado pelo movimento do gelo.
As diferentes paisagens encontradas na superfície da Terra, com suas características geomorfoló-
gicas bem defi nidas, são compatíveis com os agentes erosivos que atuam sobre elas. De um modo geral, 
podemos considerar três grandes agentes erosivos: 
a gravidade;
a água (nas formas de torrentes, rios, oceanos, geleiras);
o vento .
A erosão é um fenômeno de desgaste constante de rochas e solos da crosta terrestre. Ela mobiliza 
as partículas produzidas pelo intemperismo. A maioria dos processos erosivos resulta da ação combina-
da de vários fatores como o calor, o frio, os gases, o vento, a gravidade e a vida animal e vegetal.
Você Sabia?
FTC EaD | NOME DO CURSO50
 Após a erosão, as partículas e íons são transportados e depositados para os diversos sítios de 
sedimentação vindo a formar os tipos de depósitos existentes na crosta terrestre. Assim, transporte e 
sedimentação são os dois últimos processos do ciclo superfi cial, que modelam e desgastam o relevo.
Transporte e sedimentação
Quando estas partículas e íons que sofreram erosão e transporte são depositados nos vários am-
bientes da superfície terrestre são denominados sedimentos. 
Estes sedimentos podem ser de dois tipos: 
clásticos;
químicos ou bioquímicos. 
Os sedimentos
em uma bacia sedimentar são o refl exo não apenas do agente de transporte e de 
deposição, mas também do tipo de intemperismo que atuou na área fonte.
Para dar um encadeamento seqüencial e lógico no que será abordado daqui em diante, os agentes 
erosivos, as formas de transporte e sedimentação bem como as feições do relevo de cada agente serão 
tratados nos seus conteúdos específi cos. 
Erosão, transporte e deposição através da atividade glacial
Quando as temperaturas médias de uma região se situam abaixo de 0ºC, as precipitações ocorrem 
mais freqüentemente sob a forma de neve, que posteriormente é convertida em gelo. As duas grandes 
regiões de acumulação de gelo são as regiões polares e as regiões das altas altitudes. Nestas regiões, o gelo 
desempenha um papel fundamental na esculturação do relevo terrestre, pois ele é quem mais tem energia 
para destruir as rochas e transportá-las para regiões mais rebaixadas. Sendo assim, ele se comporta como o 
agente de intemperismo mais competente para a destruição e reconfi guração das paisagens montanhosas. 
As geleiras são massas de gelo formadas naturalmente pela acumulação, compactação e recrista-
lização da neve, que se movimentam pela ação da gravidade. Fazem parte da criosfera e são sistemas 
dinâmicos que envolvem acumulação e transporte de gelo. 
As partes de um sistema glacial são: 
zona de acumulação;
zona de ablação;
linha de neve;
O transporte consiste na “viagem” das partículas e íons retirados das rochas e solos pelo 
intemperismo e erosão até o seu sítio de deposição. Este transporte é feito pelas correntes de água 
e de vento e pelo deslocamento das geleiras.
Através da deposição ou sedimentação, as partículas e os íons depositam–se quando o 
vento cessa, as correntes de água se desaceleram, ou as bordas das geleiras se fundem.
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 51
A diminuição das geleiras resulta do aquecimento e degelo da frente da geleira. A diferença entre 
a acumulação e a ablação resulta no crescimento ou na diminuição da geleira. Quando a ablação e a acu-
mulação se anulam, a geleira está em equilíbrio mantendo o seu tamanho. Se a acumulação for maior que 
a ablação, ocorre o crescimento da geleira e se a ablação for maior que a acumulação ocorre a diminuição 
da geleira. Este equilíbrio, também denominado balanço glacial, pode se modifi car com o tempo.
Erosão glacial
A erosão glacial é provocada pela remoção e incorporação, pelas geleiras, de partículas ou detritos 
do assoalho sobre o qual elas se movem. 
Os principais processos de erosão glacial são:
abrasão;
remoção;
ação da água de degelo.
abrasão - desgaste do assoalho sobre o qual as geleiras se deslocam, pela ação das partículas 
rochosas transportadas na base do gelo.
remoção - remoção de fragmentos rochosos maiores pelas geleiras, associada a fraturas ou 
descontinuidades nas rochas do substrato.
água de degelo - erosão por ação mecânica e química. Os fatores que mais interferem na 
ação erosiva da água de degelo são as características do embasamento, velocidade e turbulên-
cia da água e quantidade de partículas transportadas.
Transporte glacial
As geleiras transportam rochas erodidas de todos os tamanhos e tipos para jusante e as depositam 
quando e onde o gelo se derreter. O gelo é um agente de transporte de detritos muito efi ciente porque 
todo o material que recolhe não se afunda, como acontece com a carga transportada pelos rios. Assim 
FTC EaD | NOME DO CURSO52
como a água e o vento, o gelo tem uma competência e uma capacidade. A competência do gelo é extre-
mamente alta, assim como a sua capacidade. 
Quando o gelo glacial derrete, ele deposita uma carga de sedimentos muito heterogênea. A principal di-
ferença entre os sedimentos glaciais e os fl uviais e eólicos é a sua grande variedade de tamanhos. Os sedimentos 
fl uviais são bem selecionados e os sedimentos eólicos têm uma seleção ainda melhor do que o fl uvial.
Deposição glacial
Os principais depósitos que caracterizam a paisagem pós-glacial são:
Morenas (frontal, basal e lateral);
Drumlim;
Esker;
Kame;
Kettle.
Morenas – são depósitos constituídos de um amontoado de fragmentos rochosos de to-
dos os tamanhos que foram arrancados do substrato pela geleira e também de sedimentos 
produzidos pela abrasão do gelo sobre a rocha. Este depósito pode se localizar na frente da 
geleira, na sua base ou em suas margens. Ele recebe a denominação de morena frontal, basal 
e lateral, respectivamente.
Drumlin – colina com a forma de extensos cordões alongados de till e substrato rochoso, 
paralelos à direção de movimento do gelo, em um terreno de geleira continental.
Esker – crista longa, estreita e sinuosa formada por areia e cascalho encontrada no 
meio de uma morena.
Kame – depósito fl úvio–glacial formado em uma cavidade ou em uma depressão da geleira 
que, após o derretimento, forma pequenos montículos.
 Kettle – depressão formada em uma morena ou em um depósito fl úvio–glacial criado pelo 
derretimento de um bloco de gelo aprisionado dentro dos materiais. 
Nome da Disciplina em Versalete 53
Os principais tipos de sedimentos glaciais são:
Deriva glacial;
Till;
Varve.
Deriva glacial – denominação genérica que inclui os sedimentos glaciais primários, material 
transportado por degelo e outros depositados em massa de águas de inundação provenientes 
da própria geleira ou do mar.
Till – sedimento mal selecionado cujas partículas variam desde o tamanho das argilas 
até blocos de rochas.
Varve – sedimento de fundo de lago glacial.
Formas de relevo glaciais
As geleiras alpinas esculpem as mon-
tanhas de uma maneira bem característica e 
facilmente reconhecível. 
Da ação erosiva das geleiras resul-
tam, após o derretimento do gelo, as se-
guintes paisagens:
Circos glaciais (antigas zonas 
de acumulação do gelo);
Vales em forma de “U”; 
Picos e arestas (delimitam os 
vales suspensos);
FTC EaD | NOME DO CURSO54
Vales suspensos (resultam da escavação de geleiras menores);
Fiordes (vales glaciais afogados).
O substrato rochoso traz as marcas das geleiras. As principais marcas deixadas pelas geleiras são:
Rochas moutonnées – são rochas que foram arredondadas pela fricção do gelo. 
Estrias glaciais – são sulcos formados no pavimento rochoso pelas rochas trazidas pelo gelo. 
Estas estrias permitem determinar a direção e o sentido do escoamento do gelo quando a geleira 
desaparece. A cartografi a das estrias permite a reconstrução do seu padrão de fl uxo, com impor-
tantes implicações na reconstrução de antigas linhas de costa e da paleoecologia das regiões.
Erosão, transporte e deposição através da atividade eólica
A atividade eólica representa um conjunto de fenômenos de erosão, transporte e sedimentação 
promovidos pelo vento. Sedimentos eólicos são os materiais movimentados e depositados nesse proces-
so. O vento é o agente modelador menos efetivo da superfície terrestre. Age em regiões onde a precipi-
tação é baixa e a evaporação é alta.
Erosão eólica
Os principais mecanismos de erosão eólica são:
Defl ação
Abrasão (ou Corrasão)
Defl ação – processo de rebaixamento do terreno pela remoção e transporte de areia e poeira 
da superfície do terreno. As principais feições geradas por defl ação são:
Bacias de defl ação;
Pavimentos desérticos – superfícies de cascalhos concentrados pela ação seletiva de 
sedimentos finos;
Oásis.
Abrasão – processo de desgaste e polimento da su-
perfície das rochas produzido pelo impacto de di-
ferentes partículas transportadas pelos ventos. As 
principais feições geradas por abrasão são:
Ventifactos – típicos dos desertos do Saara, 
Atacama, Taklimakan (China)
Yardangs – formados pela ação abrasiva em se-
dimentos e rochas sedimentares pouco conso-
lidadas, assemelham-se a cascos de barcos vira-
dos.
Bacia do Lut (Irã) e Atacama 
Nome da Disciplina em Versalete 55
Transporte eólico
O movimento das massas de ar redistribui a energia solar na atmosfera e representa a capacida-
de para o deslocamento de partículas. Quanto maior a velocidade do vento, maior a sua capacidade de 
transporte. Anteparos naturais ou artifi ciais podem reduzir a velocidade destas massas e o seu transporte, 
como, por exemplo, a Cadeia Andina.
Quando o vento sopra próximo à superfície do terreno, sua velocidade diminui devido ao atrito. Os 
principais fl uxos das massas de ar são:
Laminar – afastado da superfície do terreno;
Turbulento – próximo à superfície do terreno.
A atividade geológica mais comum dos ventos resulta do fl uxo turbulento. As partículas são trans-
portadas pelos ventos através dos seguintes mecanismos:
Suspensão;
Saltação;
Arrasto. 
Suspensão – são transportadas partículas de poeira (diâmetros < 0,125 mm). O maior vo-
lume de material transportado e depositado pelos processos eólicos é feito por suspensão. 
Através dele, as partículas podem permanecer em suspensão por longo tempo, sendo trans-
portadas por grandes distâncias. 
Saltação – ocorre o transporte de areia (partículas com diâmetros entre 0,125 e 2 mm). Este 
tipo de transporte é mais limitado do que o transporte em suspensão. Para uma mesma velo-
cidade de vento, quanto maior a partícula, menor o deslocamento. Constituem diferentes fei-
ções morfológicas, entre elas, as dunas. A ação eólica produz estruturas sedimentares como 
marcas onduladas e estratifi cação cruzada.
Arrasto – são transportadas partículas com diâmetros superiores a 0,5 mm. Este mecanismo 
é bem mais restrito devido ao peso destas partículas e ao atrito entre elas e o substrato.
Deposição eólica
A deposição pelos ventos ocorre quando a sua velocidade diminui. As formas de acumulação po-
dem ser provenientes de explosões vulcânicas, de áreas periglaciais, de praias e de regiões áridas.
 As principais formas de sedimentação atuais ocasionadas pelos ventos possuem feições sedimen-
tares como estratifi cação cruzada e marcas de onda. São elas:
Dunas;
Mares de areia;
Loess.
FTC EaD | NOME DO CURSO56
Dunas – são elevações de forma regular e característica resultantes de uma deposição con-
tínua de partículas transportadas pelo vento. A face de maior ângulo é o sotavento e a mais 
suave é o barlavento. Elas são feições morfológicas importantes das regiões desérticas. Com base na 
morfologia, elas são classifi cadas como:
transversais;
barcanas;
parabólicas;
estrela;
longitudinais.
Mares de areia – são vastas áreas onde a precipitação é rara e encontram-se cobertas por 
areia. Os maiores mares de areia do mundo estão localizados no Norte da África (onde são 
conhecidos como ergs), na Arábia Saudita e nas partes central e oeste da Austrália.
Loess – são sedimentos muito fi nos (silte e argila), homogêneos e friáveis, comumente ama-
relados, constituídos de diversos minerais (quartzo, feldspato, anfi bólio, mica, argila e car-
bonatos) e fragmentos de rocha pouco alterados. Possuem espessuras médias de 30 m e 
as ocorrências mais expressivas encontram–se na Mongólia central, China, Europa e EUA. 
Uma parte importante destes sedimentos é originada por erosão glacial. Os depósitos de lo-
ess cobrem um décimo das terras expostas e comporta as terras mais férteis do mundo.
A paisagem desértica
As paisagens desérticas são as mais variadas da Terra. Áreas extensas, baixas e planas são cobertas 
por playas, pavimentos desérticos e campos de dunas. As terras altas são rochosas, entalhadas por vales 
íngremes e gargantas fl uviais. A ausência de vegetação e solos faz com que tudo seja visto de forma mais 
proeminente e áspera do que seria em paisagens de climas mais úmidos. Os fragmentos grossos de vários 
Os parâmetros que determinam a morfologia de uma duna são: 
velocidade e variação do rumo 
do vento predominante;
características da superfície 
percorrida pelas areias trans-
portadas pelos ventos;
quantidade de areia disponível 
para a formação das dunas.
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 57
tamanhos produzidos pelo intemperismo for-
mam encostas abruptas contornadas, em suas 
bases, por massas de tálus com alta declividade.
Os vales dos desertos têm a mesma varia-
ção de perfi l dos vales de outros lugares, porém 
apresentam mais paredes abruptas. A maior par-
te da paisagem dos desertos é modelada pelos 
rios, mas os vales são geralmente secos.
Uma forma característica do modela-
do do deserto é o pedimento, que consiste 
de vastas plataformas suavemente inclina-
das de substrato rochoso deixado para trás 
à medida que a frente das montanhas vai 
sendo erodida e recuada de seus vales. 
Atividade complementar
Intemperismo, erosão, transporte e deposição são os principais processos do ciclo superfi cial. 
Faça uma correlação entre os tipos de intemperismo e os tipos de clima em que atuam.
Os solos são o resíduo do intemperismo. Quais são os principais fatores de formação dos solos?
O que são vertentes? Quais as suas principais formas?
1.
2.
3.
FTC EaD | NOME DO CURSO58
Quais são as formas de relevo esculpidas pelas geleiras?
Quais são os principais mecanismos de erosão eólica e quais são as feições geradas por eles?
4.
5.
ESTUDOS E APLICAÇÕES DA 
GEOMORFOLOGIA
ATUAÇÃO DOS AGENTES DA 
DINÂMICA EXTERNA
GEOMORFOLOGIA FLUVIAL
Os rios são os principais agentes de transporte de sedimentos formados pelo intemperismo das áreas 
elevadas para as mais baixas e dos continentes para o mar. No sentido geral, um rio é um curso de água doce 
natural, com canal defi nido e fl uxo permanente ou sazonal, que deságua em um outro rio, no mar ou em um 
lago. Ele recebe água pelo escoamento superfi cial e pelo escoamento de base, e perde pela evaporação. 
Para entender o desaguamento, vejamos como um rio nasce. Na nascente, também chamada mon-
tante ou cabeceira, o escoamento de base gera um pequeno fi lete de água e, à medida que a quantidade 
de água aumenta, o curso d’água recebe diversos nomes: regato, riacho, ribeirão e rio. Finalmente, na foz 
ou jusante ou exutório, o rio deságua no mar.
Devido a sua capacidade de erosão, transporte e deposição, os rios são os principais agentes 
de transformação da paisagem, agindo continuamente no modelado do relevo.
Você Sabia?
Nome da Disciplina em Versalete 59
O principal interesse da Geomorfologia Fluvial é o estudo dos processos e das formas relacionadas 
ao escoamento dos rios. Além do estudo dos rios, engloba, também, o das bacias hidrográfi cas. Os rios 
têm uma importância fundamental no processo de elaboração do relevo. A morfologia de um rio e de 
sua bacia de drenagem não é estática, pois o material está sendo constantemente removido, promovendo 
mudanças nas formas de relevo fl uviais e superfi ciais.
Processos fl uviais – erosão, transporte e deposição
Os rios, através de seus processos fl uviais, são os principais responsáveis pela denudação continental. Esta, 
por sua vez, é condicionada principalmente pelo clima. Assim, quanto maior a temperatura e a precipitação, maior 
será o volume do escoamento superfi cial e, conseqüentemente, maior erosão e maior sedimentação oceânica.
Erosão
A erosão na superfície começa antes da formação do rio. Ela ocorre pelo impacto da água no ter-
reno e pelas lâminas de água resultantes de chuvas pesadas.
Os principais processos de erosão fl uvial são:
Remoção do regolito;
Aprofundamento do canal do rio; 
Erosão regressiva (ou Remontante).
Remoção do regolito – a remoção e o transporte do regolito produzido pelo intemperismo 
é um dos mais importantes processos de erosão é a remoção e o transporte. O regolito é 
removido a uma taxa média de 6 cm/1.000 anos.
Aprofundamento do canal do rio – é acompanhado pela abrasão do fundo
do canal por areia 
e cascalho quando eles dragam o fundo do rio pelo escoamento da água. As ferramentas da 
erosão, neste caso, são a areia e o cascalho.
Erosão regressiva – é a erosão que se propaga aos poucos em direção à cabeceira. Ela ocorre 
em função da tendência do rio de restabelecer o seu equilíbrio e é mais freqüente em vales 
com rochas frágeis. Quando provoca o rompimento da barreira do divisor de águas, permite a 
ligação entre cursos fl uviais de duas bacias hidrográfi cas diferentes (captura de drenagem). 
Quando o limite entre países fi ca num divisor 
de águas é comum ocorrem problemas. Por exem-
plo, o limite entre Chile e Argentina fi ca num divisor 
de águas e com a erosão regressiva na vertente oci-
dental do Andes, o território chileno vai invadindo 
o Argentino. Para resolver este problema, houve a 
substituição da zona limítrofe do divisor de águas 
para a linha geral de cumeada. A capacidade de ero-
são de um rio depende da sua velocidade, que envol-
ve gradiente topográfi co e quantidade de água, e da 
dimensão e densidade das partículas existentes.
FTC EaD | NOME DO CURSO60
Os sedimentos dos rios são provenientes:
da erosão das vertentes – através do escoamento pluvial e dos movimentos de massa;
da erosão do fundo, parede e leito dos rios – ocasionada, principalmente, pelo aumento da vazão.
As principais formas de erosão fl uvial são:
corrosão;
corrasão;
cavitação.
Corrosão – engloba todo e qualquer processo químico que se realiza como reação entre a 
água e as rochas superfi ciais que com ela estão em contato.
Corrasão – é o desgaste pelo atrito 
mecânico, geralmente através do im-
pacto das partículas carregadas pela 
água. Um tipo especial de corrasão, 
denominado evorsão, é originado 
pelo turbilhonamento da água com 
elementos sólidos sobre as rochas 
do fundo do leito. A evorsão gera 
depressões circulares de vários tama-
nhos conhecidas como marmitas.
Cavitação – é a erosão fl uvial que ocorre somente sob condições de grande velocidade da 
água, quando as variações de pressão, que incidem nas paredes do canal fl uvial, facilitam a 
fragmentação das rochas (rios acidentados).
Transporte
Grande parte dos sedimentos carreados pelos rios é levada para o mar (rios de natureza exorréica), po-
rém uma parte das partículas em suspensão pode precipitar e depositar nos próprios canais fl uviais ou ,ainda 
nas várzeas por ocasião das enchentes.
Nome da Disciplina em Versalete 61
A capacidade de um rio transportar sedimentos aumenta com o quadrado ou o cubo da sua veloci-
dade. Por exemplo, se um rio dobra a sua velocidade, ele pode carregar de 8 a 16 vezes mais sedimentos. A 
água corrente é o maior agente de erosão não só porque ela provoca a abrasão e a erosão do seu canal, mas 
também pelo enorme poder de transportar sedimentos inconsolidados produzidos pelo intemperismo. 
Dentro do sistema fl uvial, um sedimento é transportado de três maneiras, sendo que as duas pri-
meiras são formas de transporte detrítico e a última, uma forma de transporte químico. Estas formas de 
transporte geram três tipos diferentes de carga. São elas:
Transporte em suspensão; 
Transporte por tração; 
Transporte em solução. 
Transporte em suspensão – envolve 
as partículas de granulometria reduzi-
da (silte e argila) que, por serem muito 
pequenas, se conservam em suspensão 
pelo fl uxo turbulento, constituindo a 
carga de sedimentos em suspensão. Esta 
carga corresponde ao maior volume de 
material movido por um rio. Esses se-
dimentos permanecem em suspensão a 
maior parte do tempo e se movimentam 
rio abaixo com a mesma velocidade do 
fl uxo da água, até serem depositados no 
oceano, rio ou planície de inundação.
Transporte por tração – envolve as 
partículas de sedimentos dos tamanhos areia, seixo e cascalho, que por serem grandes o 
sufi ciente para permanecer em suspensão, se juntam sobre o fundo do rio. Estas partículas 
se movem por rolamento, escorregamento e saltação e originam a carga de leito ou carga de 
fundo. Esta carga de fundo somente se movimenta quando a velocidade do rio é sufi ciente 
para mover grandes partículas. A carga de fundo geralmente constitui cerca de 7 a 10% da 
carga total de sedimentos de um rio e o seu movimento é uma das maiores ferramentas da 
abrasão nos lados e no fundo do canal do rio. A granulometria destes sedimentos vai dimi-
nuindo de montante para jusante.
Transporte em solução – os constituintes meteorizados das rochas são transportados em 
solução química, na forma de íons (Ca, Na, K, etc.), e compõem a carga dissolvida dos cur-
sos d’água. A quantidade de matéria em solução depende, em grande parte, da contribuição 
relativa da água subterrânea e do escoamento superfi cial. A carga dissolvida é transportada 
na mesma velocidade da água e a deposição desse material só se processa quando houver 
saturação (por evaporação, como exemplo).
Deposição
Muitos rios ao descerem das montanhas depositam suas cargas de partículas nos lugares planos, 
sob a forma de meio-cones ou leques. Estes depósitos são referidos como aluviões. Via de regra, os 
sedimentos fl uviais ganham maior importância no curso inferior dos rios devido à predominância do 
processo de deposição sobre o de erosão e transporte. Os depósitos fl uviais modernos cobrem somente 
FTC EaD | NOME DO CURSO62
uma área de 2% da superfície terrestre. Sob condições propicias estes aluviões podem acumular-se em 
centenas e até milhares de metros de espessura.
Nas bacias sedimentares, onde predomina o intemperismo mecânico, há fragmentos grosseiros 
a serem transportados pelos rios enquanto que naqueles onde predomina o intemperismo químico, só 
elementos de granulometria fi na são fornecidos pelos cursos d’água. 
A deposição da carga detrítica carregada pelos rios ocorre quando há diminuição da competência 
ou capacidade fl uvial. Esta diminuição pode ser causada:
pela redução da declividade do perfi l do rio; 
pela redução do volume do fl uxo;
pelo aumento do tamanho da carga detrítica.
Dentre as várias formas originadas pela sedimentação fl uvial destacam-se:
planícies de inundação;
deltas; 
diques marginais.
Tipos de leitos fl uviais
Os leitos fluviais correspondem aos espaços ocupados pelo escoamento das águas. Eles são 
dos seguintes tipos:
leito menor – bem delimitado, encaixa-se entre as margens;
leito vazante – está incluído no leito menor e é utilizado para o escoamento das águas, acompa-
nhando o talvegue;
leito maior periódico ou sazonal – regularmente ocupado pelas cheias (pelo menos uma vez ao ano);
leito maior excepcional – por onde ocorrem as cheias mais elevadas, as enchentes (nem sempre).
Formas de relevo em ambientes fl uviais
Em ambientes fl uviais, as formas de relevo estão relacionadas, principalmente, aos depósitos sedi-
mentares e às formas topográfi cas que se localizam nos canais e nas planícies de inundação. 
As principais formas de relevo em ambientes fl uviais são:
leitos rochosos (saltos, marmitas);
depósitos sedimentares e formas topográfi cas nos canais e nas planícies de inundação;
terraços fl uviais;
deltas;
cones de dejeção;
vales fl uviais.
Nome da Disciplina em Versalete 63
Leitos rochosos
Os rios com leito sobre rochas coerentes atravessam material consolidado. A resistência encontrada 
pela corrente faz com que os leitos não estejam adaptados às exigências hidrodinâmicas. A largura e a pro-
fundidade variam em pequenas distâncias, o declive é irregular e as margens geralmente são mal defi nidas.
Um dos tipos de leitos rochosos são os saltos. Eles possuem um controle litológico e estrutural e 
provocam nos rios a presença de corredeiras, quedas d’água, cascatas e cachoeiras. 
As marmitas são depressões de formas 
aproximadamente circulares formadas pela 
abrasão giratória de seixos ou blocos que são 
rotacionados
pela energia da água corrente. 
Com o passar do tempo, as marmitas vão se 
aprofundando e formam os canyons. 
Planícies de inundação
As planícies aluviais são também conhecidas 
como planícies de inundação ou várzeas. Corres-
pondem às faixas do vale fl uvial compostas de sedi-
mentos aluviais que bordejam o curso d’água e que 
são periodicamente inundadas durante as enchentes. 
São formadas por aluviões e por materiais variados 
depositados no canal fl uvial ou fora dele e consti-
tuem a forma mais comum de sedimentação fl uvial.
FTC EaD | NOME DO CURSO64
Terraços fl uviais
Os terraços fl uviais representam antigas planícies 
de inundação que foram abandonadas. Morfologica-
mente, surgem como patamares aplainados, de largura 
variada, limitados por uma escarpa em direção ao curso 
d’água. Quando compostos por materiais relacionados 
à antiga planície de inundação, são designados terraços 
aluviais. Quando foram esculpidos sobre rochas com-
ponentes das encostas dos vales, são designados terra-
ços rochosos. Eles são diferentes de terraços estrutu-
rais. Dentre as várias explicações para o abandono da 
planície tem-se a variação climática, o aprofundamento 
devido à movimentação tectônica, dentre outras.
Deltas
Os deltas são depósitos aluviais na foz de alguns 
rios que avançam como um leque na direção do mar 
causando uma progradação irregular da linha de costa. 
Os deltas podem ocorrer em ambientes marinhos ou 
continentais (mares interiores ou lagos). Nos deltas, a 
deposição da carga detrítica é maior do que a carreada 
pela erosão. Os sedimentos possuem uma grande va-
riedade de tamanho, forma, estrutura e composição. A 
maneira pela qual os sedimentos se distribuem depen-
de do caráter e quantidade da carga, das ondas e das 
correntes marinhas ou lacustres. Várias são as formas 
espaciais assumidas pelos deltas (Rio Nilo, Paraíba). 
A morfologia deposicional de uma planície del-
táica geralmente é caracterizada pelo desenvolvimento 
de diques naturais nas bordas dos canais. O principal 
fenômeno na evolução deltáica é o deslocamento dos 
cursos fl uviais em distributários sucessivos. Como um delta progride cada vez mais em direção ao mar, a de-
clividade e a capacidade de carregar sedimentos vão diminuindo gradualmente, e caminhos mais curtos para o 
mar podem ser encontrados em áreas adjacentes. Como exemplos brasileiros, tem-se o Rio Paraíba do Sul e o 
Rio São Francisco.
Cones de dejeção
Os cones de dejeção, também são de-
nominados de leques aluviais, são depósitos 
de material detrítico com formato cônico, 
que se irradia para jusante a partir do ponto 
onde o canal de escoamento de uma torrente 
deixa a área fonte. São comuns em regiões 
áridas, semi–áridas e montanhosas. 
Nome da Disciplina em Versalete 65
Os leques aluviais resultam do espraiamento dos sedimentos quando o escoamento concentrado 
alcança o contato entre encosta e planície ou uma outra ruptura de declive ao longo da encosta. Os sedi-
mentos depositados são mais grosseiros na parte proximal do leque e mais fi nos na parte distal.
Vales fl uviais
Os vales fl uviais são formas de relevo entalhadas como um corredor ou uma depressão longitudi-
nal, ocupados pelos cursos d’água. São constituídos por talvegues e vertentes convergentes. Inclui formas 
esculpidas pelos rios e glaciares bem como depressões de origem tectônica (ex.: vale do Paraíba). Envolve 
atuação do curso d’água e processos morfogenéticos em vertentes.
Diques marginais
Os diques marginais são depósitos de areias em formas de bancos, que se situam nas bordas de canal e 
que perdem altura em direção à planície de inundação. A deposição no dique ocorre quando o fl uxo é freado ao 
ultrapassar as margens do canal, abandonando parte de sua carga e permitindo a edifi cação do dique. Os detritos 
mais grosseiros são depositados próximos do canal e os mais fi nos são carregados para locais mais distantes.
Perfi l longitudinal ou perfi l de equilíbrio
Uma das mais importantes características de um sistema fl uvial é que ele funciona como um con-
junto onde qualquer mudança em uma parte do sistema afeta as outras partes. Os principais fatores que 
determinam o escoamento de um rio, que são descarga, velocidade, forma do canal, gradiente (declivi-
dade), nível de base e carga de sedimentos, mudam constantemente em busca do equilíbrio, de forma 
que, eventualmente, o gradiente de um rio é ajustado para acomodar o volume de água disponível, as 
características do canal, e a velocidade necessária para transportar a carga de sedimentos. Uma mudança 
em qualquer um destes fatores provoca ajustes em outros buscando restabelecer o equilíbrio dentro do 
sistema de drenagem interno. 
O perfi l longitudinal de um rio mostra sua declividade expressa e a relação entre a altimetria e o compri-
mento de determinado curso de água. O perfi l longitudinal típico é côncavo para o céu, com declividades cada 
vez maiores para montante e cada vez menores para jusante. Os rios com este perfi l são considerados como 
equilibrados. O perfi l longitudinal de um rio é, normalmente, designado como perfi l de equilíbrio. 
Um rio está em equilíbrio quando a forma do seu canal e o gradiente estão balanceados de 
forma que não ocorre nem erosão nem deposição de material. Os rios se ajustam constantemente 
para atingir esta condição ideal. 
Infl uência do homem sobre a Geomorfologia Fluvial
Nos últimos 3 séculos, as atividades humanas têm aumentado a sua infl uência sobre as bacias de 
drenagem e, conseqüentemente, sobre os canais constituintes. Dois grandes grupos de mudanças fl uviais 
foram induzidos pelo homem:
Modifi cações diretamente no canal fl uvial – são efetuadas para controlar vazões, através do 
seu do desvio ou da construção de reservatórios para o armazenamento de água, ou para alterar 
a forma do canal visando estabilização de margens, atenuar efeitos de enchentes, inundações, 
erosão ou deposição de material, retifi car canal e extrair cascalhos; 
FTC EaD | NOME DO CURSO66
mudanças indiretas realizadas fora dos canais – modifi cam o comportamento da descarga e da 
carga sólida. São atividades ligadas ao uso da terra: remoção da vegetação, emprego de práticas 
agrícolas indevidas, construção de prédios e urbanização.
Em ambos os tipos de mudança fluvial (direta ou indireta) os efeitos podem ser transmitidos 
a longas distâncias.
GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA
A palavra karst foi, inicialmente, empregada para designar a morfologia regional da área de calcários 
maciços de uma região do norte da antiga Iugoslávia. Atualmente, é um termo muito amplo, empregado 
para designar a topografi a característica das rochas calcárias ou dolomíticas, elaborada pelos processos de 
dissolução, corrosão e abatimento. A Geomorfologia Cárstica compreende o estudo da forma, gênese e 
dinâmica dos relevos elaborados sobre rochas solúveis pela água.
As rochas carstifi cáveis são as rochas carbonáticas e as evaporíticas. As carbonáticas são calcários (CaCO3), 
constituídos principalmente pelo mineral calcita, mármores e dolomitos (CaMg(CO3)2). As evaporíticas são halita 
e gipsita. As rochas evaporíticas somente originam sistemas cársticos em regiões áridas e semi–áridas. 
Os principais componentes do sistema cárstico são:
sistema de cavernas – formas subterrâneas acessíveis à exploração;
aqüíferos de condutos – formas condutoras da água subterrânea; 
relevo cárstico – formas superfi ciais. 
Os requisitos fundamentais para o desenvolvimento de sistemas cársticos são:
A existência, na superfície ou próxima dela, de rochas solúveis de considerável espessura e com 
permeabilidade de fraturas;
A região deve receber uma quantidade moderada de precipitação, pois a dissolução da rocha só 
se efetua se houver água em quantidade;
A amplitude topográfi ca, ou seja, a área deve ser elevada o sufi ciente para permitir
a circulação 
das águas subterrâneas e o pleno desenvolvimento das feições cársticas.
A evolução destes sistemas depende do grau de dissolução da rocha e da quantidade e da qualidade 
da água associada. A tendência do modelado cárstico é a total destruição.
O relevo cárstico 
O relevo cárstico é formado pela ação da água ácida em rochas solúveis, através de um pro-
cesso denominado carbonatação.
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 67
A dissolução do calcário é provocada pelo ácido carbônico decorrente da reação entre as águas 
pluviais e o CO2 atmosférico. 
H2O + CO2 → H2CO3
O ácido carbônico em contato com os carbonatos forma o íon bicarbonato de cálcio, que é solúvel, 
através da seguinte reação:
 CaCO3 + H2CO3 ↔ Ca
+2 + 2HCO3
– ↔ Ca(HCO3)2 
 
Ca+2 + 2HCO3
– → CaCO3 + CO2 + H2O
Esta reação é reversível. Quando o bicarbonato de cálcio precipita seja no mar, em rochas sedimenta-
res ou nas cavernas, a evaporação da água e do CO2 contidos neste íon precipita o carbonato de cálcio. 
A água rica em CO2, se movimentando no solo da zona não saturada para a saturada, cria aberturas 
à medida que dissolve os minerais carbonatados. O processo de dissolução se dá principalmente através 
destas linhas de fraqueza da rocha (diáclases e fraturas), visto que os calcários, de forma geral, apresentam 
baixa permeabilidade. A maioria dos calcários apresenta certas impurezas insolúveis, como argila e areia, 
que se acumulam para formar depósitos residuais. A partir de juntas ou diáclases, o ácido carbônico pro-
cessa a carbonatação, passando a elaborar formas específi cas.
Outro agente corrosivo é o H2SO4 (ácido sulfúrico) gerado pela oxidação de sulfetos (pirita e gale-
na) presentes nestas rochas como minerais acessórios. Os minerais portadores de ferro são comumente 
oxidados, originando os solos residuais que se destacam na paisagem cárstica.
A morfologia cárstica consiste, portanto, no modelado próprio das regiões cujas rochas são sus-
ceptíveis de sofrer erosão por processos de dissolução (químico) e abatimento de vazios subterrâneos 
(físico). O principal aspecto de uma área cárstica é a predominância da drenagem subterrânea e a ausência 
de cursos d’água superfi ciais. A paisagem característica do relevo cárstico tem aspecto ruiniforme, esbu-
racado e freqüentemente em vales fechados. 
Em geral, os maciços calcários são pobres em vegetação, sendo a sua superfície nua e intensamente reta-
lhada por uma rede densa e profunda de sulcos devido ao alargamento das diáclases por dissolução. No fundo 
destes sulcos desenvolve-se, com freqüência, um depósito argiloso vermelho, resultante da acumulação de ar-
gila, areia fi na e óxidos de ferro, que aí fi cam retidos. Esse depósito avermelhado é designado de terra rossa.
As formas cársticas podem ser caracterizadas como exocársticas, referentes às formas superfi ciais de-
senvolvidas na zona de absorção das águas, onde são muito características, e endocársticas, correspondentes 
àquelas de evolução subterrânea (espeleogênese). As formas exocársticas produzem feições elaboradas pela 
dissolução das rochas (normalmente côncavas ou esburacadas), feições salientes produzidas pelas áreas mais 
resistentes do antigo modelo original (representando as áreas que resistiram à ação do tempo após o proces-
so de desgaste) e feições mistas, formadas por áreas de dissolução e áreas remanescentes.
Formas exocársticas
Bögli (1980) classifi ca as formas exocársticas em dois tipos: 
ácido carbônico
carbonato bicarbonato de cálcio
FTC EaD | NOME DO CURSO68
Fechadas;
Abertas.
Formas exocársticas fechadas – também denominadas de formas cársticas erosivas super-
fi ciais, são representadas pelas lapiás, dolinas, uvalas, polje e canyons. 
Formas exocársticas abertas – são defi nidas por sumidouros (ponors), abismos e demais 
formas residuais como muralhas e paredões, cones cársticos, dentre outras. 
A seguir, uma descrição das formas exocársticas:
Dolinas – são depressões cônicas, de forma elíptica ou circular, com tamanhos que podem variar 
de poucos centímetros a dezenas de metros. Constituem as formas mais típicas de uma paisagem cárstica. 
As dolinas podem conter água se o seu fundo se encontrar abaixo do nível freático, formando lagoas que 
possuem formas circulares ou ligeiramente ovaladas. Um alinhamento de dolinas refl ete antigos lineamentos 
estruturais que correspondem às zonas de fraqueza da rocha.
Elas podem ser formadas pelos processos de dissolução e de colapso, ou por uma associação deles:
dissolução – quando rochas carbonáticas sofrem, na superfície, corrosão e dissolução por águas ácidas 
provocando a formação de depressões normalmente mais largas que profundas;
colapso ou abatimento – quando devido à presença de uma cavidade mais profunda, ocorre o 
desabamento de seu teto, surgindo uma depressão na superfície, que pode ou não, se comunicar 
com o interior da cavidade. 
Quanto a sua forma, podem ser:
tigela – largura dez vezes maior que a profundidade, bordas pouco inclinadas, e fundo plano; 
funil – diâmetro duas a três vezes maior que a profundidade, bordas bem inclinadas e fundo estreito;
poço – diâmetro bem menor que a profundidade, bordas quase verticais, fundo com diâmetro 
próximo ao da abertura; 
caldeirão – largura, fundo e profundidade com tamanhos próximos; 
dolina em trincheira – tipo peculiar de dolina, com comprimento muito maior do que a largura, 
provocada por desabamento de longo trecho de cavernas e galerias.
Nome da Disciplina em Versalete 69
Polje – são extensas planícies fechadas e rebaixadas que se situam no interior dos maciços cársticos. 
Elas alcançam centenas de quilômetros e apresentam fundo plano, atravessado por um fl uxo contínuo de água 
que pode ser confi nada em algum ponto de sumidouro; dão origem a bacias niveladas, cobertas por aluviões. 
Devido à presença de aluviões, são lugares preferidos para as culturas e localização de centros urbanos.
Lagoas cársticas – são poljes inundados. 
Hum – é um pequeno relevo rochoso abrupto, isolado e disperso, que se pode ser encontrado no 
interior de um polje.
Uvalas – são formadas pela coalescência de 
várias dolinas vizinhas. Elas são pouco profundas, 
possuem formas e dimensões variadas e podem con-
ter um ou vários sumidouros. 
Vales cegos ou fechados – são vales fechados onde a água penetra no solo por sumidouros. 
Vales secos – são vales formados pela ação da água, porém, depois se tornam secos por falta de 
chuva ou abaixamento de fl uxo d’água.
Sumidouros ou ponor – são os locais onde os rios desaparecem no terreno cárstico. Constitui 
uma abertura natural que se comunica com uma rede de galerias.
Ressurgências – são os locais onde a água volta a aflorar no terreno cárstico após ter “su-
mido” da superfície.
Exsurgências – são nascentes onde águas que circulam nas rochas calcárias emergem para a superfície.
Canyons cársticos – são grandes e longos vales de rochas calcárias originados a partir de fraturas 
que se expandem por dissolução ou processos mecânicos. Ocorrem quando o calcário é resistente e as 
paredes evoluem por solapamento basal.
FTC EaD | NOME DO CURSO70
Vales cársticos ou de abatimento – são depressões alongadas com vertentes verticalizadas. Eles são 
formados quando as galerias de cavernas sofrem abatimento e ocorre a exposição de rios subterrâneos.
Lapiás – são fendas ou sulcos superfi ciais nas 
rochas calcárias, de espessura milimétrica a centimé-
trica. Podem estar cobertas por uma camada de solo 
ou afl orarem a céu aberto. São formadas pelo proces-
so erosivo da ação dos ácidos úmicos ou pelo escoa-
mento das águas pluviais. O tamanho e a direção dos 
sulcos são variáveis e a superfície apresenta um as-
pecto corroído com muitos fragmentos rochosos. A 
depender da sua concentração e do tamanho podem
formar campos de lapiás, que são grandes superfícies 
cobertas por lapiás e megalapiás, que engloba formas 
variadas de grandes dimensões. 
Cones cársticos – são morros residuais, com 
vertentes fortemente inclinadas e paredões rochosos. 
Correspondem às protuberâncias cônicas ou aos piná-
culos que caracterizam o modelado cárstico nos trópi-
cos úmidos. A altitude destes pináculos pode variar de 
alguns metros até centenas de metros. Dependendo do 
tamanho, assumem diferentes defi nições. Denomina–se 
mogotes as feições típicas do carste tropical. 
Existem outras formas exocársticas, tais como, dorso, torre, pia, agulha, arco, bloco residual, cor-
redor e relevo pedunculado, que estão sintetizadas na fi gura abaixo. 
Formas endocársticas
Para Bögli (1964), a espeleogênese inicial ocorre sempre abaixo do nível hidrostático, onde se dá a 
mistura das águas descendentes com as águas freáticas. A diferença de conteúdo de CO2 e HCO3
- provoca 
deslocamento do equilíbrio químico, aumentando o poder de corrosão da solução. 
Nome da Disciplina em Versalete 71
Dentre as principais formas endocársticas destacam-se as cavernas. 
Cavernas ou grutas – são cavidades subterrâneas naturais, com presença ou ausência de água. Elas 
podem ter um desenvolvimento horizontal (denominada lapa), vertical ou ambos. Elas são formadas por-
que, em certas regiões, o subsolo compõe-se de rochas calcárias, podendo ocorrer infi ltrações da água das 
chuvas, que penetra nos corpos rochosos, causando a sua dissolução. Ao se introduzir por juntas e poros 
dessas rochas, a água vai alargando os vazios, abrindo canais e, às vezes, cavando grandes espaços ocos, 
que são as cavernas. Tais cavernas apresentam-se sob a forma de corredores e salões subterrâneos, alguns 
de grande extensão. Algumas galerias podem estar associadas a tributários de drenagem criptorréica que 
foram desativados, fi cando suspensos em relação ao nível de base atual, que ainda pode estar ocupado 
pelo rio principal. As cavernas são ambientes frágeis, que levaram milhares de anos para se formar.
As águas subterrâneas não provocam apenas a erosão dos maciços calcários. Elas também cons-
troem novas formações geológicas a partir da deposição do carbonato de cálcio que é transportado em 
solução. Estas formas construtivas das águas subterrâneas dividem-se em:
formas de erosão;
formas clásticas;
formas de reconstrução.
As formas de erosão são acumulações de detritos ao longo ou na base de vertentes abruptas 
dos maciços calcários que, por vezes, são cimentadas pelo carbonato de cálcio que precipita 
da água, formando brechas calcárias.
As formas clásticas surgem devido ao desabamento de blocos de rocha provenientes do teto 
ou das paredes das grutas, acumulando-se sob de forma caótica ou de um cone de blocos.
As formas de reconstrução originam-se da deposição do carbonato de cálcio que circula 
juntamente com a água que escorre ou goteja nas grutas. Estas formas de reconstrução são 
designadas, conjuntamente, de espeleotemas. 
GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E OCEÂNICA
A região costeira está situada na fronteira dos dois maiores ambientes do planeta: continente e oce-
ano. É uma região de numerosas interações biológicas, químicas, físicas, geológicas e meteorológicas e de 
visíveis contrastes na paisagem, uma vez que aí podem ser encontradas faixas compridas e estreitas de praias 
arenosas, falésias quase verticais, recifes de coral, dentre outras. Em todos estes locais, a tectônica, a erosão 
e a sedimentação trabalham juntas para criar esta grande variedade de formas e materiais. A Geomorfologia 
costeira estuda as paisagens resultantes da morfogênese marinha na zona de contato entre a terra e o mar.
As fl utuações do nível do mar que ocorreram, principalmente, no Plioceno e Quaternário, permiti-
ram distinguir formas subaéreas atualmente submersas nas águas oceânicas assim como formas e terraços 
escalonados, esculpidos pela morfogênese marinha, localizados acima do nível do mar. Assim, o estudo da 
Geomorfologia costeira não se restringe à parcela territorial sob a infl uência atual do mar, mas toda a zona 
que foi afetada por tais processos.
FTC EaD | NOME DO CURSO72
Formas de relevo litorâneas
As formas de relevo do litoral também são resultantes das forças tectônicas que elevam ou afun-
dam a crosta terrestre, da erosão que a desgasta e da sedimentação que preenche as zonas mais baixas. 
Estas formas são geradas por:
ascensão da costa, levando a formas de erosão costeira;
subsidência da costa, levando a formas de deposição costeiras;
natureza das rochas ou dos sedimentos na linha de costa;
mudanças no nível médio do mar, que afetam a linha de costa;
altitude média das ondas de tempestade;
altitude das marés, que afeta tanto a erosão como a sedimentação.
As principais formas de relevo litorâneas são:
praias;
falésias;
cordões;
planícies costeiras;
dunas;
recifes;
baía;
golfo.
As ondas são os principais agentes de erosão, transporte e deposição nas regiões litorâneas. 
Elas golpeiam a costa, erodindo e transportando areia, meteorizando e fragmentando as rochas 
sólidas, e destruindo estruturas construídas próximas à linha da costa. Quando a linha de costa é 
formada por costas rochosas, as ondas quebram diretamente nas rochas com muita força.
As marés podem combinar-se com as ondas causando extensa erosão da costa e destruição 
de propriedades situadas junto à linha de costa. A infl uência das marés na esculturação litorânea é 
indireta e relaciona-se com as variações do nível do mar. 
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 73
Praias
A região da interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em:
costa;
praia;
costa afora .
A costa é defi nida como uma faixa que se estende do limite entre o continente e o mar indo para 
o interior continental até as primeiras mudanças signifi cativas nas feições fi siográfi cas. Ela varia normal-
mente de poucos metros a algumas dezenas de quilômetros. 
A costa afora é a região que vai desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plata-
forma cotinental. 
As praias são conjuntos de sedimentos depositados ao longo do litoral, com extensão lateral maior 
do que a largura, que se encontram em constante movimento. Geralmente, são formadas por areias, mas 
também podem ser formadas por cascalhos, seixos e por sedimentos mais fi nos que as areias. Elas são 
moldadas de acordo com o clima, altura das ondas e o nível do mar. 
Uma praia pode ser subdividida em três regiões: 
face praial;
antepraia;
pós-praia.
Face praial – compreende a região que vai do nível de maré baixa até além da zona de arre-
bentação, em geral, até a base da onda.
Antepraia – região entre o nível da maré baixa e o da maré alta. É, portanto, a porção da praia 
que sofre, normalmente, a ação das marés e os efeitos do espraiamento e refl uxo da água.
Pós-praia – região fora do alcance das ondas e marés normais, somente é alcançada pela 
água quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades. 
As praias são formadas por material inconsolidado, sendo a areia o mais comum. O mineral pre-
dominante é o quartzo que, além de ser abundante, é dos mais resistentes a degradação física. As areias 
das praias litorâneas são geralmente originárias dos rios que erodem os continentes e transportam seus 
fragmentos até o litoral, onde o mar encarrega-se de distribuí-los pela costa. 
FTC EaD | NOME DO CURSO74
No Brasil predominam praias arenosas, embora existam locais, como no Amapá, por exemplo, 
onde a sedimentação dos detritos em suspensão e em solução transportados pelos rios origina praias de 
sedimentos argilosos. Nas áreas de clima temperado, frios ou áridos, as praias são constituídas de sedi-
mentos mais grosseiros. As praias representam um importante elemento de proteção para o litoral e são 
amplamente
utilizadas para o lazer.
Falésias 
As falésias são escarpas geralmente constituí-
das por rochas sedimentares e vulcano–sedimenta-
res localizadas na linha de contato entre terra e mar. 
Possuem declividades muito acentuadas, alturas va-
riadas e não são cobertas por vegetação. À medida 
que a falésia vai recuando para o continente, amplia-
se a superfície erodida pelas ondas que é chamada 
de terraço de abrasão. Os sedimentos erodidos das 
falésias são depositados em águas mais profundas, 
constituindo o terraço da construção marinha.
Cordões
Os cordões são barreiras morfologicamente individualizadas formados por progradação. De acor-
do com a conexão entre as extremidades e a terra fi rme eles têm as seguintes denominações:
ilhas barreiras – sem conexão entre as extremidades e a terra fi rme;
pontais – com apenas uma das extremidades conectada;
cordões litorâneos – com ambas as extremidades conectadas.
A obliqüidade de incidência das ondas gera correntes de deriva litorânea (progradação lateral). Quando 
há migração dos cordões anteriormente formados para uma nova posição de equilíbrio em relação ao nível do 
mar atual, posicionado entre mar e planície costeira posteriormente inundada, forma uma laguna costeira. 
Planícies costeiras
As planícies costeiras são superfícies relativamente planas e baixas resultantes da deposição de se-
dimentos marinhos e fl uviais. Elas se localizam junto ao mar e geralmente são estreitas e confi nadas entre 
o mar e a escarpa de depósitos sedimentares. 
Podem ser de dois tipos:
planície de cristas de praias – formadas pela progradação da linha de costa em direção ao 
oceano por acumulação de sedimentos por ação das ondas.
planícies deltáicas – feições deposicionais em forma de leque à frente de desembocaduras 
fl uviais. Podem predominar processos fl uviais ou marinhos.
Nome da Disciplina em Versalete 75
Dunas
As dunas são acumulações arenosas litorâneas produzidas pelo vento. Elas se formam quando a velocidade 
do vento e a disponibilidade de areias são adequadas para o transporte eólico. Inúmeros tipos de dunas, com for-
mas e alturas variadas, são formadas segundo o tipo do material solto e a força, direção e constância dos ventos. 
Recifes
Em princípio, o termo recife foi utilizado para designar qualquer proeminência rochosa localizada 
perto da superfície do oceano, interceptando as ondas e constituindo obstáculos perigosos para a navegação. 
Atualmente, defi ne–se recife como um complexo organogênico de carbonato de cálcio (primariamente de 
corais) que forma uma saliência rochosa no assoalho marinho e que cresce até o limite das marés.
Os recifes têm uma importância muito grande na morfologia litorânea. Eles podem ser de dois tipos:
Recifes de corais – são estruturas rígidas, porosas, resistentes à ação das ondas, construídos pri-
mariamente por sobreposição e sedimentação de esqueletos de gerações e gerações de corais. Os 
corais crescem melhor nas regiões oceânicas tropicais distantes da foz de rios e de outras fontes de 
água doce, com temperatura da água entre 25 e 30ºC, boa iluminação e oxigenação das águas. Por 
isto, o desenvolvimento maior dos recifes se faz entre os níveis das marés baixas e o de 25 m de 
profundidade. O maior e o mais belo exemplo deste fenômeno é encontrado na Austrália, nos 200 
km ao longo da Grande Barreira de Corais, existente na costa nordeste deste país.
Recifes de arenito – são formados pela consolidação de antigas praias por cimentação dos 
grãos de quartzo. Ocorrem sob as condições ensolaradas dos climas tropicais e formam longas 
faixas paralelas à costa, pequenas ilhas isoladas ou formações distanciadas da costa. São indica-
dores da linha da costa e do nível do mar.
Baía
Uma baía é uma reentrância fechada na costa marinha, com a forma de um golfo fechado, mas de 
dimensões menores do que este, que alarga–se à medida que adentra o continente.
Golfo
Um golfo é uma ampla reentrância da costa na qual o mar penetra com profundeza como uma ponta.
Formas de relevo resultantes das marés
Quando as marés se movimentam perto da linha de costa geram correntes que podem atingir 
vários quilômetros por hora. À medida que a maré sobe, a água fl ui em direção à costa como uma maré 
enchente. Quando a maré passa o estado de maior altitude e começa a baixar, a maré vazante retira-se e 
as áreas costeiras mais baixas encontram-se novamente expostas. Estas correntes de maré serpenteiam 
através dos terraços de maré, recostando canais nos mesmos. Os terraços de maré, são áreas arenosas 
ou lodosas que se encontram expostas na maré baixa, mas são inundados na maré alta.
FTC EaD | NOME DO CURSO76
Formas de relevo dos oceanos 
O relevo do fundo dos oceanos possui feições que afetam o percurso das correntes marinhas e 
retratam a história geológica da Terra. Se toda a água fosse retirada dos mares se constataria que o relevo 
submarino é tão acidentado quanto o continental. Entretanto, sua origem é muito mais recente do que os 
continentes. Os oceanos atuais começaram a se formar a cerca de 200 milhões de anos, de modo que as 
rochas e sedimentos do fundo oceânico são mais recentes do que isso.
As feições e o relevo do fundo oceânico são determinados por processos geológicos, em especial 
pela tectônica de placas. O deslocamento das placas litosféricas, cria choques e afastamentos entre elas. 
Nos pontos de choque formam-se as fossas abissais e como resultado do afastamento surgem as Cordi-
lheiras Meso-oceânicas, locais onde se forma constantemente um novo assoalho marinho com o magma 
que emerge pela atividade vulcânica.
As principais formas do relevo submarino são:
plataforma continental;
talude continental;
planícies abissais;
Cordilheira Meso-oceânica;
Fossas abissais.
Plataforma continental – é uma continuação natural do relevo continental que se estende até o 
talude, estando sob forte infl uência da água e dos sedimentos que procedem do continente. Ela 
é sub–horizontal, atinge 200 metros de profundidade e alcança até 200 milhas náuticas da linha 
de litoral. Possui grande diversidade com relação a extensão e características. Há locais onde 
Infl uência antrópica na morfologia litorânea
O Brasil possui 7.408 km de litoral. Devido a esta grande extensão, 20% da população brasi-
leira vive em municípios costeiros que distam menos 20 km do mar. Esta ocupação tem sido mais 
intensa nos últimos 50 anos e vem gerando problemas resultantes da interferência no balanço dos 
sedimentos costeiros e no avanço da urbanização sobre áreas que deveriam ser preservadas.
A linha da costa caracteriza-se por instabilidade decorrente de alterações por efeitos antró-
picos. Modifi cações que alteram a disponibilidade de sedimentos, o comportamento das ondas e a 
altura do nível do mar provocam mudanças de forma e de posição da linha da costa que podem ter 
conseqüências econômicas indesejáveis. 
Atualmente a realização de EIA/RIMA para inúmeras intervenções no espaço, inclusive 
na zona litorânea, vem sendo de importância fundamental para a minimização dos impactos 
da ocupação humana nestas áreas. 
Você Sabia?
Nome da Disciplina em Versalete 77
praticamente não há plataforma continental, enquanto que em outros ela pode se estender até 
por 1.200 quilômetros. 
Talude continental – corresponde à borda dos continentes, marcando os limites entre o continente e o 
mar. Caracteriza-se pelo predomínio do relevo íngreme e acidentado. O talude continental é irregular e 
marcado por ravinas, gargantas, canyons submarinos e vales profundos erodidos. Nas partes mais bai-
xas, em profundidades da ordem dos 2.000 a 3.000 metros, o declive torna-se mais suave confundindo-
se com uma zona menos inclinada que tem o nome de elevação pericontinental. 
Planícies abissais – são áreas extensas e planas situadas entre 4.000 e 6.000 metros de profundi-
dade, que se
estendem da borda do talude até a Cordilheira Meso-Oceânica. Ocupa grande parte 
do fundo dos oceanos e são interrompidas por outras formas de relevo menos freqüentes, como 
montes submarinos, guyots, bancos, canyons e falhas.
Os montes submarinos são montanhas isoladas de origem vulcânica que se destacam da planície abissal. 
Alguns montes submarinos chegam a atingir a superfície das águas, formando ilhas (Ex.: Açores). 
Os guyots também são montanhas isoladas porém possuem os topos arrasados, resultado da 
erosão de uma ilha vulcânica quando se encontrava acima do nível do mar. 
Quando o guyot tem o topo mais amplo e a mais de 200 metros de profundidade, recebe a de-
nominação de banco. 
Os canyons submarinos são vales estreitos e profundos escavados na plataforma e talude continentais. 
As falhas são desníveis no terreno da planície abissal, formando como um degrau.
Muitas ilhas vulcânicas encontram-se cobertas por recifes de coral e por outros tipos de calcários.
Cordilheiras Meso-oceânicas – também conhecidas como dorsais, são as principais feições das 
planícies abissais. Por serem cadeias de montanhas submarinas muito altas, emergem em diver-
sos pontos do mar sob a forma de ilhas e arquipélagos.
Fossas abissais – são as partes mais profundas e menos conhecidas dos oceanos. São mais co-
muns na região asiática do Oceano Pacífi co. No Atlântico existem duas delas, a de Porto Rico 
e a de Sandwich. E o Índico possui apenas a Fossa de Java. O recorde de profundidade ainda 
pertence à Fossa das Marianas, com 11.034 metros registrados. 
FTC EaD | NOME DO CURSO78
Margens Continentais
Ao conjunto formado pela linha de costa, plataforma continental e talude continental denomina–se 
margem continental. 
Existem dois tipos de margens continentais:
ativas;
passivas.
Margens continentais ativas - possuem intensa atividade vulcânica e sísmica e estão associa-
das a zonas de subducção e falhas transformantes. São margens continentais estreitas e tec-
tonicamente deformadas. As plataformas continentais são estreitas e desiguais. Um exemplo 
deste tipo de margem é a costa oeste da América do Sul.
Margens continentais passivas - por 
estarem afastadas de um limite de 
placas litosféricas, possuem pouca ati-
vidade sísmica e ausência de vulcões 
ativos. As plataformas continentais 
são zonas largas e relativamente pla-
nas. Como exemplos deste tipo de 
margem, as costas do leste da Améri-
ca do Norte e da América do Sul. 
Nome da Disciplina em Versalete 79
Uma vez que as plataformas se encontram a pouca profundidade, estão sujeitas à exposição e 
imersão como resultado de mudanças no nível do mar. Durante o último máximo glacial, no Pleistoceno, 
todas as plataformas continentais agora imersas a menos de 100 metros de profundidade estavam acima 
do nível do mar e muitas das suas características formaram-se nesse período. Provavelmente os canyons 
submarinos presentes nos taludes continentais também se formaram durante este período.
O talude continental mostra sinais de escorregamentos de sedimento, cicatrizes de erosão e canyons 
submarinos. Como as águas do talude continental são muito profundas para serem afetadas pelas ondas 
ou pelas correntes de maré, uma explicação para esta erosão pode estar nas correntes de turbidez, que 
são fl uxos de água turva e lodosa que descem vertente abaixo. 
As correntes de turbidez podem tanto erodir como transportar o sedimento. Por causa da sua turbu-
lência, elas podem se movimentar a muitos quilômetros por hora e erodir e transportar grandes quantidades 
de areia pelo talude continental abaixo. Quando atingem o sopé do talude continental, elas fi cam mais fracas 
e alguns dos sedimentos mais grosseiros começam a depositar, formando um leque submarino semelhante 
aos leques aluviais terrestres. As correntes de turbidez podem atingir a planície abissal e depositar areias, 
siltes e argilas transportadas em estratos. Estes sedimentos são denominados de turbiditos.
GEOMORFOLOGIA CLIMÁTICA
O clima sempre variou ao longo do tempo geológico e é um importante agente de esculturação do 
relevo terrestre. A Geomorfologia climática estuda as infl uências exercidas pelos climas atuais e pretéritos 
sobre os diferentes tipos de rochas que vão gerar as diversas formas de relevo. 
O relevo resulta da interação de processos endógenos e exógenos. Todas as formas de relevo são 
o resultado do equilíbrio entre o ataque e a resistência das rochas aos processos morfoclimáticos e são 
determinadas pelas relações existentes entre os fatores estruturais e os fatores climáticos. As infl uências 
destes dois fatores se combinam em proporções variáveis e, como resultado, a paisagem sempre refl ete 
uma interação de processos. 
De acordo com as condições climáticas, uma mesma rocha se comporta como resistente ou como 
friável. Por exemplo, um granito equigranular em clima semi–árido é facilmente desagregado pela ação 
do intemperismo físico. Já em climas úmidos eles se comportam como rochas resistentes, pois não são 
muito afetados pelo intemperismo químico.
Infl uência do clima sobre o relevo
A ação do clima sobre as rochas pode ser de dois tipos:
direta – ocorre pela intensidade dos elementos do clima, principalmente, temperatura, umidade, 
precipitação e ventos;
indireta – se processa pela vegetação e pelos solos.
Ação direta
Nesta ação, distinguem–se dois tipos de infl uências:
qualitativa
quantitativa 
FTC EaD | NOME DO CURSO80
A infl uência qualitativa envolve os mecanismos que estão na dependência direta do clima e que quali-
fi cam o sistema morfoclimático. São processos específi cos de uma zona climática. Como exemplos tem–se:
Exemplos:
gelivação – mecanismo exclusivo das regiões frias, modifi ca o modelado das costas e exerce 
abrasão na plataforma continental.
umidade e ressecamento – de origem climática direta, são infl uenciados pelo regime das 
precipitações.
variações de temperatura – geram processos de fragmentação. 
De todos os agentes morfoclimáticos, o gelo é o que tem maior infl uência qualitativa.
As infl uências diretas do clima sobre o relevo são melhor observadas nas regiões glaciais e nas regiões 
desérticas, devido à falta de cobertura vegetal nestas duas regiões. Nelas, os processos são mais simples e de-
pendem das variações dos elementos do clima, da litologia e da inclinação das vertentes. Nas outras regiões do 
planeta, os processos são mais complexos porque envolvem a interação dos solos, da vegetação e do homem. 
Ação indireta
Fora das regiões glaciais e desérticas, a ação do clima é essencialmente indireta. Ela se faz através 
da vegetação e dos solos. 
A vegetação está na dependência do clima e a sua repartição no globo se faz segundo as latitudes:
altas latitudes – tundra
médias latitudes – fl orestas de coníferas, de folhas decíduas, etc
latitudes subtropicais – estepes e desertos
latitudes tropicais – savanas
latitudes equatoriais – fl oresta tropical e equatorial
A infl uência quantitativa gera modifi cações na qualidade dos processos morfoclimáticos de-
vido à variação na quantidade dos elementos do clima. Ex: o modelado das dunas refl ete a intensi-
dade dos ventos; o escoamento fl uvial é diretamente proporcional à intensidade das chuvas; a ação 
química das águas é função da intensidade das temperaturas e precipitação. A análise quantitativa 
dos elementos do clima é fator básico para o estudo geomorfológico porque estes elementos mo-
difi cam a intensidade dos processos e as formas de relevo.
Saiba Mais!
Nome da Disciplina em Versalete 81
Dentre as funções da vegetação pode–se citar:
evita splash no solo; 
reduz irradiação direta e grandes oscilações térmicas do solo; 
reduz a perda direta de água do solo – umidade;
reduz a ação do vento no transporte de partículas;
reduz o escoamento superfi cial;
facilita a infi ltração.
Os solos refl etem um equilíbrio frágil entre o relevo, o clima e a vegetação. Por isso, ele é um in-
dicador importante das mudanças do relevo e dos sistemas morfoclimáticos. Em quase todas as zonas 
climáticas do globo, os paleossolos permitem fazer reconstituições paleogeográfi cas.
Em Geomorfologia, o conceito “zonal” engloba os seguintes processos:
zonais;
polizonais;
extrazonais.
Processos zonais – são processos que se distribuem no globo segundo a latitude. Ex: fl orestas 
equatoriais quentes e úmidas caracterizam o sistema morfoclimático das latitudes equatoriais, geli-
vação e abrasão pelo gelo são característicos de zona glacial e periglacial das altas latitudes, etc.
Processos polizonais – são os que ocorrem em várias zonas climáticas, mas que não são 
mundiais. Ex: a ação das águas correntes ocorre em quase todas as zonas climáticas exceto 
nas regiões arréicas e nas zonas glaciais, onde esta ação é quase inexistente.
Processos extrazonais – são os que são característicos de uma zona climática, mas que, espo-
radicamente, podem se manifestar em outra. Ex: fenômenos glaciais e periglaciais de altitude 
na zona Equatorial.
Sistemas morfoclimáticos
Os sistemas morfoclimáticos representam um conjunto de processos complexos e estreitamente 
relacionados determinados pelo clima. Para defi ni-los, consideram-se variáveis como temperaturas, preci-
pitações, dentre outras, que permitem a discriminação dos ambientes onde a dinâmica geomorfológica é 
O conceito “zonal”
“O conceito zonal permite analisar a repartição das ações morfogenéticas no globo. Permite 
classifi car sistemas morfoclimáticos” (Penteado, 1980, p. 112). 
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FTC EaD | NOME DO CURSO82
substancialmente diferente. Diferenciam-se segundo a composição, estrutura, funcionamento e compor-
tamento dos processos que o constituem.
Cada sistema morfoclimático corresponde a uma zona climática do globo ou a uma grande região 
climática. Esses sistemas permitem distinguir as grandes províncias morfoclimáticas do globo, defi nidas 
por um conjunto de formas, processos e depósitos característicos. 
A escala de observação destes sistemas é variável:
planetária: zona morfoclimática;
nas zonas: domínios morfoclimáticos;
nos domínios: regiões morfoclimáticas.
Os sistemas morfoclimáticos apresentam um conjunto de combinações de processos elementa-
res responsáveis pelo modelado do relevo de uma porção do espaço submetida aos mesmos agentes de 
erosão, atuando com modalidades idênticas. Inclui os processos dominantes de meteorização, transporte 
e sedimentação que se combinam para formar um relevo. Todo o sistema depende da litologia, da to-
pografi a, do clima e da vegetação. Porém é o clima que exerce um papel mais decisivo porque é ele que 
determina quais são os agentes de erosão e transporte, e como atuam para modelar o relevo.
Domínios morfoclimáticos do globo
Os domínios morfoclimáticos são defi nidos a partir de características climáticas, botânicas, pedo-
lógicas, hidrogeológicas e morfológicas, que demonstram as interações entre clima, vegetação, rios, solos 
e relevo. Cada domínio morfoclimático tem características morfológicas e climáticas específi cas.
Cailleux e Tricart (1958), apresentaram um esquema provisório para a divisão morfoclimática do 
globo com base nos critérios abaixo:
divisões maiores baseadas em grandes zonas climáticas e biogeográfi cas sem fazer coincidir 
exatamente os seus limites;
subdivisões das grandes zonas baseadas em diferenças climáticas ou biogeográfi cas combinadas 
com as paleoclimáticas.
Cailleux e Tricart (1958) defi niram quatro grandes domínios morfoclimáticos:
zona fria;
zona fl orestal das latitudes médias;
zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes;
zona fl orestal intertropical.
Zona fria
A zona fria é caracterizada pela grande importância do gelo. Está subdividida em:
domínio glaciar – escoamento superfi cial na forma sólida.
Nome da Disciplina em Versalete 83
domínio periglaciar – escoamento líquido é sazonal e o solo congelado é importante 
na morfogênese.
As principais características desta zona são:
As precipitações (pouca quantidade) fi cam retidas sob a forma de gelo;
Atividade biológica muito reduzida;
Pouca lixiviação;
Solos rasos e com evolução lenta - ausência do solo favorece a desagregação das rochas e a 
abrasão do relevo;
Intemperismo mecânico intenso - gelo/degelo e abrasão das rochas pelo lençol de gelo;
Paisagem: quando não está coberta por neve, apresenta lençóis de fragmentos rochosos sobre 
as vertentes expostas.
Zona fl orestal das latitudes médias
Na zona fl orestal das latitudes médias, as infl uências paleoclimáticas (fases glaciais) são muito im-
portantes e ela é profundamente alterada pelo homem. Esta zona é típica dos climas temperados. Com 
base no período de duração do gelo e nas infl uências paleoclimáticas, esta zona é subdividida em:
domínio marítimo com invernos amenos – pequena infl uência do gelo atual e sobrevivência 
das formas glaciais do Quaternário;
domínio continental de invernos rudes – atuação preponderante do gelo atual e do Quaternário;
domínio mediterrâneo com verões secos – poucas infl uências periglaciais do Quaternário.
As principais características desta zona são:
temperaturas baixas, podendo ocorrer período com neve;
atividade biológica reduzida (no inverno);
solo com alguns decímetros de profundidade;
camada de húmus aumenta no inverno ;
lixiviação moderada incidente principalmente sobre Fe e Ca;
selamento superfi cial pelos minerais de argila;
paisagem: encostas suaves, convexas no topo e côncava na base.
FTC EaD | NOME DO CURSO84
Zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes
Na zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes, a vegetação típica é a de desertos ou de estepes 
e o escoamento superfi cial é intermitente. Esta zona está subdividida de acordo com os seguintes critérios:
segundo o grau de secura – faz a distinção entre estepe e deserto;
segundo as temperaturas de inverno – faz a distinção entre desertos frios e desertos quentes. 
As principais características desta zona são:
evaporação maior que a precipitação;
irregularidades de precipitações;
tempestades violentas e rápidas – escoamento intenso nas chuvas;
solos delgados, pouco desenvolvidos ou ausentes;
lixiviação quase nula – capilaridade e acumulação de sais (crostas, gipso);
intemperismo mecânico prevalece;
rios intermitentes.
Os principais processos morfogenéticos que atuam nesta zona e que explicam as suas formas de 
relevo e os depósitos são:
erosão regressiva – realizada pelo processo de intemperismo físico–químico, provoca o fratu-
ramento nas escarpas;
erosão lateral – provoca por correntes ou torrentes concentradas;
escoamento em lençol – produz o abaixamento da superfície do pedimento;
escoamento difuso – aparece no início e no final das cheias e é eficaz no transporte dos 
sedimentos finos.
As principais formas de relevo que são características desta zona são:
leque aluvial – tipo de canal fl uvial que desce das encostas abruptas das montanhas e perde 
velocidade, depositando sedimentos na forma de leques;
Nome da Disciplina em Versalete 85
planícies aluviais – edifi cadas em bacias intermontanas que formam níveis de base locais na 
periferia de zonas montanhosas;
pedimento – superfície de aplainamento que compõe vasto plano suavemente inclinado em 
direção ao nível de base local;
inselberg – relevo residual dos processos de pediplanação;
pedimentos fora das regiões semi–áridas – quando encontrados fora destas áreas são paleo-
formas e refl etem as condições climáticas passadas mais secas do que as atuais.
Zona fl orestal intertropical
A zona de fl oresta intertropical é caracterizada pelas temperaturas médias elevadas
e umidade 
abundante. Está subdividida em:
domínio das savanas – pouca vegetação e pluviosidade; 
domínio das fl orestas – vegetação exuberante indica maior umidade. 
As principais características do domínio das savanas são:
vegetação pouco densa;
pouca pluviosidade e concentrada num período de 4 a 6 meses; 
temperaturas elevadas e grande amplitude térmica ;
lixiviação intensa nos períodos de chuva - couraças ferruginosas revestindo imensas 
planícies e planaltos de erosão;
estação das chuvas: solos rasos das zonas planas ficam encharcados devido à cobertura 
de material fino;
estação seca: solo resseca e o lençol freático se aprofunda;
primeiras chuvas: muita erosão (solo seco e sem vegetação);
relevo: inselbergs e pediplanos.
As principais características do domínio das fl orestas são:
vegetação exuberante em conseqüência da maior pluviosidae e maior umidade;
importante escoamento superfi cial;
intemperismo e lixiviação intensos;
decomposição rápida da matéria orgânica;
produtos de alteração: argilas e óxidos de ferro;
FTC EaD | NOME DO CURSO86
laterização (carapaças lateríticas – Al) e carapaças ferruginosas;
solos profundos e bem drenados;
áreas graníticas e gnáissicas: a paisagem é de meias-laranjas (vertentes convexas).
Clima no Brasil
O território brasileiro se estende de 5º16’ de latitude norte até 33º45’ de latitude sul. Isto signifi ca que a qua-
se totalidade do nosso território está localizada nas baixas latitudes, que vão de 0 a 30º de latitude norte ou sul. 
As características do clima tropical se manifestam em quase todo o território brasileiro, mas há 
diferenças de uma área para a outra. Há várias classifi cações para os climas. A seguir, será apresentada a 
classifi cação dinâmica dos climas do Brasil, segundo Sthraler. Esta classifi cação se baseia na dinâmica das 
massas de ar e determina cinco modalidades de clima no Brasil:
equatorial úmido;
tropical;
tropical semi–árido;
litorâneo úmido;
sub–tropical úmido.
Equatorial úmido: sob a convergência dos ventos alísios e o domínio da massa equatorial 
continental, abrange a Amazônia. É o mais quente e o mais chuvoso de todos os tipos de 
clima. Possui pequena amplitude térmica anual e a Amazônia Ocidental e o litoral do Pará são 
as regiões mais chuvosas, com mais de 2.500 mm anuais. Excepcionalmente, cerca de metade 
de Roraima tem um regime pluviométrico tropical. 
Tropical: é o clima predominante na maior parte do Brasil. As chuvas convectivas ou de ve-
rão são típicas deste clima assim como os invernos mais secos. Quando a massa polar penetra 
no Brasil provoca chuvas frontais e diminuição da temperatura. A precipitação pluviométrica 
está em torno de 1500 mm anuais.
Tropical de altitude: é uma variedade do clima tropical que é caracterizado por temperatu-
ras mais amenas. Ocorre nos planaltos e serras do sudeste e do leste do país.
Tropical semi-árido: ocorre em condições de divergência do ar. As chuvas são escassas (no má-
ximo 750 mm anuais) e irregulares. Domina o Sertão do Nordeste e o norte de Minas Gerais. 
Litorâneo úmido: é o clima que domina a faixa costeira oriental que se estende do litoral 
de São Paulo até o Rio Grande do Norte. A massa de ar dominante neste clima traz chuvas 
orográfi cas em Borborema, na Chapada Diamantina, nas Serras do Mar e da Mantiqueira. O 
lugar que mais chove no Brasil é Itapanhaú (SP), na Serra do Mar, com 4.514 mm anuais.
Nome da Disciplina em Versalete 87
Subtropical úmido: domina na região Sul e possui as maiores amplitudes térmicas diárias e anuais 
do Brasil. Nas áreas mais altas há ocorrência esporádica de neve e de geada no inverno. No inverno, 
a massa de ar polar que vem da Antártida avança e traz chuvas frontais. É chuvoso o ano inteiro.
Domínios morfoclimáticos brasileiros
No Brasil, existe uma diversidade de tipos de clima e formas de relevo. Clima e relevo mantêm 
estreitas relações, sejam elas de espaço, de vegetação, de solo, dentre outros, caracterizando vários 
ambientes ao longo de todo território nacional. Para entendê-los, o geógrafo Aziz Ab’Saber, propôs 
uma classifi cação desses ambientes com base em características morfológicas e climáticas, aos quais 
denominou de Domínios Morfoclimáticos.
Os domínios morfoclimáticos do Brasil, segundo Ab’Saber são:
Domínio Amazônico – região norte do Brasil, com terras baixas e grande processo de sedi-
mentação, clima e fl oresta equatorial;
Domínio dos Cerrados – região central do Brasil com vegetação tipo cerrado e inúmeros chapadões;
Domínio dos Mares de Morros – região leste (litoral brasileiro), onde se encontra a fl oresta 
Atlântica que possui clima diversifi cado;
Domínio das Caatingas – região nordestina do Brasil (polígono das secas), de formações cris-
talinas, área depressiva intermontanhas e de clima semi-árido;
Domínio das Araucárias – região sul brasileira, área do habitat do pinheiro brasileiro (araucá-
ria), região de planalto e de clima subtropical;
Domínio das Pradarias – região do sudeste gaúcho, local de coxilhas subtropicais.
FTC EaD | NOME DO CURSO88
Atividade complementar
Quais são as formas de transporte fl uvial? Que tipo de partículas eles carregam?
Como é formado o relevo cárstico?
1.
2.
Nome da Disciplina em Versalete 89
Defi na dolinas e lapiás. 
Quais são as principais formas de relevo litorâneas? Defi na cada uma delas.
Quais são as principais formas de relevo submarinas? Caracterize cada uma delas.
Diga o que são e quais são os principais domínios morfoclimáticos do globo.
Quais são os principais tipos de climas brasileiros? Cite algumas características de cada um deles.
3.
4.
5.
6.
7.
FTC EaD | NOME DO CURSO90
GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE
COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA 
BRASILEIRA
A formação do relevo brasileiro decorre dos vários processos endógenos e exógenos que foram 
examinados ao longo do curso. Dentre as suas principais características, vale ressaltar o predomínio das 
formações sedimentares recentes, que ocupam cerca de 64% da superfície. Estas formações se sobre-
põem aos terrenos cristalinos pré–cambrianos, que formam o embasamento do nosso relevo e afl oram 
em 36% do nosso território. O relevo brasileiro não apresenta formação de cadeias montanhosas muito 
elevadas, predominando altitudes inferiores a 500 m, uma vez que o mesmo se desenvolveu sobre uma 
base geológica antiga, sem movimentações tectônicas recentes.
O relevo brasileiro, em sua formação, não sofreu a ação dos movimentos orogenéticos recen-
tes, responsáveis pelo surgimento dos chamados dobramentos modernos e, por isso, caracteriza-se pela 
presença de três grandes formas: os planaltos as depressões e as planícies. Os planaltos e as depressões 
representam as formas predominantes, ocupando cerca de 95% do território, e têm origem e tanto crista-
lina quanto sedimentar. Em alguns pontos do território, especialmente nas bordas dos planaltos, o relevo 
apresenta-se muito acidentado, como a ocorrência de serras e escarpas. As planícies representam os 5% 
restantes do território brasileiro e são exclusivamente de origem sedimentar.
Existem várias classifi cações para o relevo brasileiro, porém algumas delas se tornaram mais conhe-
cidas e tiveram grande importância em momentos diferentes da nossa história. 
A mais antiga delas foi elaborada pelo professor Aroldo de Azevedo, na década de 40, e utilizava como 
critério para a defi nição das formas o nível altimétrico. Assim, superfícies aplainadas que superassem a marca 
dos 200 m de altitude seriam classifi cadas como planaltos, e superfícies aplainadas que apresentassem altitudes 
inferiores a 200 m seriam classifi cadas como planícies. Com base nisso, o Brasil dividia-se em oito unidades de 
relevo, sendo 4 planaltos, que ocupavam 59% do território e 4 planícies, que ocupavam os 41% restantes.
Em 1970,
o professor Aziz Nacib Ab’Saber apresentou uma nova classifi cação, com maior rigor cientí-
fi co. Ele propôs a existência de 6 (seis) domínios e mais as faixas de transição. Em cada um desses sistemas, são 
encontrados aspectos, histórias, culturas e economias divergentes, desenvolvendo condições singulares, como 
de conservação do ambiente natural e processos erosivos provocados pela ação antrópica. Como a extensão 
territorial do Brasil é muito grande, vamos nos defrontar com domínios muito diferenciados uns dos outros.
A mais recente classifi cação do relevo brasileiro é a proposta pelo professor Jurandyr Ross, divulga-
da em 1995. Baseado em dados obtidos a partir de um detalhado levantamento da superfície do território 
brasileiro realizado pelo projeto Radambrasil, ele apresenta uma subdivisão do relevo brasileiro em 28 
unidades, sendo 11 planaltos, 11 depressões e 6 planícies.
Essa nova classifi cação utilizou como critério a associação de informações sobre o processo de 
erosão e sedimentação dominante na atualidade, com a base geológica e estrutural do terreno e ainda com 
o nível altimétrico do lugar. Assim, foram defi nidos:
planalto – como uma superfície irregular, com altitudes superiores a 300 m, e que teve origem 
a partir da erosão sobre rochas cristalinas ou sedimentares.
depressão – superfície mais plana, com altitudes entre 100 e 500 m, apresentando inclinação suave, 
resultante de prolongado processo erosivo, também sobre rochas cristalinas ou sedimentares.
Nome da Disciplina em Versalete 91
planície – superfície extremamente plana e formada pelo acúmulo recente de sedimentos fl u-
viais, marinhos ou lacustres.
Segundo esta mais recente classifi cação, as características mais importantes de cada uma das subu-
nidades do relevo brasileiro são:
Planaltos
Planalto da Amazônia Oriental – com altitudes que atingem cerca de 400 m na porção norte 
e 300 m na porção sul, é constituído de terrenos de uma bacia sedimentar. Localiza-se na metade 
leste da região, numa estreita faixa que acompanha o rio Amazonas, do curso médio até a foz. 
Planaltos e Chapadas da Bacia do Parnaíba – constituídos de terrenos de uma bacia 
sedimentar, estende-se das áreas centrais do país (GO-TO), até as proximidades do litoral. 
Predominam as formas tabulares, conhecidas como chapadas.
Planaltos e Chapadas da Bacia do Paraná – constituídos por terrenos sedimenta-
res e por depósitos de rocha de origem vulcânica, da era mesozóica. Localizam-se na 
porção meridional do país e estendem-se de Mato Grosso e Goiás, até o Rio Grande 
do Sul. Atingem altitudes em torno de 1.000 m.
Planalto e Chapada dos Parecis - estendem-se por uma larga faixa no sentido leste-oeste 
na porção centro-ocidental do país, indo do Mato Grosso até Rondônia. Constituídos, pre-
dominantemente, de terrenos sedimentares, suas altitudes atingem cerca de 800 m.
Planaltos Residuais Norte-Amazônicos - ocupam uma área onde se alternam terrenos 
sedimentares e cristalinos, na porção mais setentrional do país, do Amapá até o Amazonas. 
Caracterizam-se, em alguns pontos, pela defi nição das fronteiras brasileiras e em outros, pela 
presença das maiores altitudes do Brasil, como o Pico da Neblina (3014 m), na divisa do es-
tado de Roraima com a Venezuela.
Planaltos Residuais Sul-Amazônicos - também ocupam terrenos de rochas sedimentares 
e cristalinas. Estendem–se por uma larga faixa de terras ao sul do Rio Amazonas, desde a 
porção meridional do Pará até Rondônia. 
Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste - ocupam uma larga faixa de terras na porção 
oriental do país em terrenos predominantemente cristalinos. Pela presença de superfícies bastante 
acidentadas e com sucessivas escarpas de planalto foram denominados “domínio dos mares de mor-
ros”. Aí encontram–se formações de elevadas altitudes, como as serras do Mar e da Mantiqueira.
Planaltos Serras de Goiás-Minas - terrenos de formação antiga, predominantemente cris-
talinos, que se estendem do sul de Tocantins até Minas Gerais. Caracterizam-se por formas 
muito acidentadas (Serra da Canastra) entremeadas de formas tabulares.
Serras e Residuais do Alto Paraguai - ocupam uma área de rochas cristalinas e rochas 
sedimentares antigas, que se concentram ao norte e ao sul da grande planície do Pantanal, no 
oeste brasileiro. As altitudes alcançam cerca de 800 m.
Planalto da Borborema - corresponde a uma área de terrenos formados de rochas 
pré–cambrianas e sedimentares antigas, aparecendo na porção oriental no nordeste 
brasileiro, a leste do estado de Pernambuco, como um grande núcleo cristalino e iso-
lado, atingindo altitudes em torno de 1.000 m.
FTC EaD | NOME DO CURSO92
Planalto Sul-rio-grandense - caracterizado pela presença de rochas de diversas origens 
geológicas, localiza-se na extremidade meridional do país, no sul do Rio Grande do Sul, onde 
encontram–se as “coxilhas”, que são superfícies convexas, caracterizadas por colinas suave-
mente onduladas, com altitudes inferiores a 450 m.
Depressões
Depressão da Amazônia Ocidental - enorme área de origem sedimentar no oeste 
da Amazônia, com altitudes em torno de 200 m, apresenta uma superfície aplainada 
atravessada ao centro pelo rio Amazonas.
Depressão Marginal Norte Amazônia – constituída de rochas cristalinas e sedimentares 
antigas, estende-se entre o litoral do Amapá e a fronteira do Amazonas com a Colômbia. 
Possui altitudes que variam entre 200 e 300 m.
Depressão Marginal Sul Amazônia - localizada na porção meridional da Amazônia, seus 
terrenos são, predominantemente, sedimentares com altitudes que variam de 100 a 400 m.
Depressão do Araguaia - acompanha quase todo o vale do rio Araguaia e apresenta terre-
nos sedimentares, com uma topografi a muito plana e altitudes entre 200 e 350 m. 
Depressão Cuiabana - encaixada entre os planaltos da bacia do Paraná, dos Parecis 
e do alto Paraguai, caracteriza-se pelo predomínio dos terrenos sedimentares de baixa 
altitude, variando entre 150 e 400 m.
Depressão do Alto Paraguai-Guaporé - caracterizada pelo predomínio de rochas sedi-
mentares, localiza-se em Mato Grosso.
Depressão do Miranda - localiza-se no Mato Grosso do Sul, ao sul do Pantanal, em 
uma área onde predominam rochas cristalinas pré-cambrianas, com altitudes extrema-
mente baixas, entre 100 e 150 m.
Depressão Sertaneja e do São Francisco - extensa faixa de terras que se vai do litoral do 
Ceará e Rio Grande do Norte até o interior de Minas Gerais, acompanhando quase todo o 
curso do rio São Francisco. Apresentam variedade de formas e de estruturas geológicas, po-
rém destaca-se a presença do relevo tabular, as chapadas, como as do Araripe e do Apodi.
Depressão do Tocantins - acompanha todo o trajeto do Rio Tocantins, quase sempre em terrenos 
cristalinos pré–cambrianas. Suas altitudes declinam de norte para sul, variando entre 200 e 500 m.
Depressão Periférica da Borda Leste da Bacia do Paraná - caracterizada pelo predomí-
nio dos terrenos sedimentares paleozóicos e mesozóicos, localiza–se entre os planaltos da 
bacia do Paraná e do Atlântico leste e sudeste. Suas altitudes oscilam entre 600 e 700 m.
Depressão Periférica Sul-rio-grandense - ocupa os terrenos sedimentares drenados 
pelos rios Jacuí e Ibicuí, no Rio Grande do Sul. Caracteriza-se por baixas altitudes, que 
variam em torno dos 200 m.
Planícies
Planície do Rio Amazonas – atualmente, as terras baixas amazônicas dividem-se em várias uni-
dades, classifi cadas como planaltos, depressões e planície. Levando em conta a sua origem sedi-
mentar, elas formariam uma grande planície. Considerando a altimetria, elas também são denomi-
nadas de planície, pois não ultrapassam 150m de altitude. Entretanto, considerando os processos 
erosivo e deposicional, sabe–se que mais de 95% dessas terras baixas são, na verdade, planaltos ou 
Nome da Disciplina em Versalete 93
depressões de baixa altitude,
onde o processo erosivo se sobrepõe ao de sedimentação, restando à 
planície verdadeira uma estreita faixa de terras às margens dos grandes rios da região.
Planície do Rio Araguaia - é uma planície estreita que se estende no sentido norte-sul, mar-
geando o trecho médio do rio Araguaia, em terras dos Estados de Goiás e Tocantins. Em seu 
interior, o maior destaque fi ca com a ilha do Bananal que, com uma área de cerca de 20.000 
km2 , é a maior ilha fl uvial do planeta.
Planície e Pantanal do Rio Guaporé - trata-se de uma faixa bastante estreita de terras pla-
nas e muito baixas, que se alonga pelas fronteiras ocidentais do país, penetrando a noroeste, 
no território boliviano, tendo seu eixo marcado pelas águas do rio Guaporé.
Planície e Pantanal Mato-grossense - ocupa porção mais ocidental do Brasil Central. 
Como corresponde a uma grande área de formação muito recente (período Quaternário), 
apresenta altitudes em torno de 100 m acima do nível do mar. É considerada a mais típica 
planície brasileira, pois está em constante processo de sedimentação. 
Planície da Lagoa dos Patos e Mirim - ocupa quase todo o litoral gaúcho, e a sua porção 
mais meridional vai até o Uruguai. Possui uma formação dominantemente marinha e lacus-
tre, com participação mínima da deposição de origem fl uvial.
Planícies e Tabuleiros Litorâneos - correspondem a inúmeras porções do litoral brasileiro. 
Ocupam áreas muito pequenas, geralmente na foz de rios que deságuam no mar, especial-
mente daqueles de menor porte. São muito largas no litoral norte e quase desaparecem no 
litoral sudeste. Em trechos do litoral nordestino, estas planícies apresentam-se intercaladas 
com as barreiras, que são áreas de maior elevação também de origem sedimentar.
Pontos mais altos do Brasil
Os pontos mais elevados do Brasil, com a sua denominação, localização e altitude são mostrados abaixo:
RELAÇÕES ENTRE GEOMORFOLOGIA E MEIO 
AMBIENTE
A Geomorfologia desempenha um papel integrador nos estudos relacionados ao meio ambiente, 
principalmente na questão da degradação ambiental. A questão ambiental passou a ter uma conotação 
mundial a partir de 1972, movida pela degradação ambiental em todo o mundo. Esta degradação era pro-
vocada, dentre outros, pelos seguintes fatores:
poluição industrial;
exploração de recursos naturais;
FTC EaD | NOME DO CURSO94
deterioração das condições ambientais;
problemas sanitários;
défi cit de nutrição;
aumento da mortalidade.
Como efeitos do processo de industrialização e da vida urbana tem–se:
efeito estufa;
aquecimento global;
chuva ácida;
buracos na camada de ozônio;
desmatamentos;
diversas formas de poluição ambiental;
aceleração da destruição da diversidade biológica.
MONITORAMENTO DA DEGRADAÇÃO 
AMBIENTAL
Desequilíbrios na paisagem sempre ocorreram no decorrer da história da Terra por causas naturais 
e foram responsáveis, inclusive, pelas extinções em massa. Atualmente, o homem vem acelerando estes 
processos modifi cadores da paisagem. tanto nas áreas urbanas como nas rurais. 
Para que possamos conservar o nosso planeta para a nossa geração e para as gerações futuras, é 
necessário que, como educadores, conscientizemos nossos alunos para a importância de preservar o meio 
ambiente e de monitorá–lo, para que a degradação ambiental não se acentue. 
A Geomorfologia estuda a superfície da Terra e leva em conta os processos geomorfológicos 
que modelam o relevo. O mau uso da terra pode provocar danos ambientais que repercutem em 
prejuízos ou até mesmo a perda de vidas humanas. 
Marques (2001), chama a atenção para os relevos, “que constituem os pisos sobre os quais se fi xam 
as populações humanas e são desenvolvidas suas atividades, derivando daí valores econômicos e sociais 
que lhe são atribuídos. Em função de suas características e dos processos que sobre elas atuam, oferecem, 
para as populações, tipos e níveis de benefícios ou riscos dos mais variados. Suas maiores ou menores 
estabilidades decorrem, ainda, de suas tendências evolutivas e das interferências que podem sofrer dos 
demais componentes ambientais ou da ação do homem”.
O estudo das formas de relevo é de fundamental importância para o monitoramento e a recupera-
ção de áreas degradadas. Como as atividades humanas são desenvolvidas sobre algum tipo de relevo ou 
de solo, a Geomorfologia, juntamente com a Pedologia, tem um papel fundamental no diagnóstico de 
áreas degradadas. Do conhecimento integrado destas duas ciências pode-se diagnosticar, prognosticar 
e evitar danos ambientais. Além disso, o conhecimento dos processos geomorfológicos é muito im-
portante na recuperação de áreas degradadas porque à medida que a boa compreensão dos mecanismos 
existentes na dinâmica do relevo pode tornar a sua atuação mais efetiva.
A Geomorfologia pode dar grande contribuição no diagnóstico e monitoramento de áreas degra-
dadas. Para isto, o geomorfólogo precisa ter conhecimentos relacionados a várias disciplinas. Na maioria 
dos casos, o que se vê são obras de recuperação que não levam em consideração como a forma de relevo 
evoluiu e como o impacto ambiental aconteceu. Assim, elas acabam, muitas vezes, durando pouco. 
Nome da Disciplina em Versalete 95
 A Geomorfologia procura entender não só o quadro atual do relevo de uma determinada área, 
mas também prognosticar o seu futuro. Para isto, por intermédio de modelos de sistemas ambientais e 
do emprego de Sistemas de Informações Geográfi cas (SIGs) ela busca defi nir as áreas de maior risco em 
termos de deslizamentos, erosão, enchentes, dentre outros. 
ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA NAS SÉRIES FINAIS 
DO ENSINO FUNDAMENTAL E NO ENSINO MÉDIO
O ensino da Geomorfologia na primeira série do Ensino Fundamental é abordado junto à disciplina 
Ciências. Aí são dados os primeiros conceitos que começarão a construir as bases para o aprofundamento pos-
terior. A partir daí e até a última série do Ensino Médio, o ensino da Geomorfologia está incorporado dentro 
do ensino da Geografi a Física. Os assuntos vão aumentando a sua complexidade à medida que se passa para 
séries mais adiantadas. Por sua íntima relação com a Geologia, os ensinos da Geomorfologia se sobrepõem aos 
da Geologia. Fundamentalmente, este ensino deve abordar os seguintes aspectos fundamentais:
estrutura interna da Terra, fundamental para o conhecimento do interior do nosso planeta;
as forças geodinâmicas internas, geradas pela dinâmica interna do nosso planeta, e que estrutu-
ram o relevo terrestre, dentre eles as cadeias de montanhas;
os principais tipos de rochas e as formas de relevo a elas associadas;
o ciclo hidrológico e os processos de alteração superfi cial das rochas;
as várias formas de erosão responsáveis por esculpir o relevo terrestre;
as formas de relevo geradas pela ação dos rios, água subterrânea, gelo, ventos, ondas e marés;
a importância do clima na defi nição das formas de relevo;
os domínios morfoclimáticos do globo;
os compartimentos geomorfológicos brasileiros;
a degradação ambiental.
Atividade complementar
Por que no Brasil não existem cadeias de montanhas muito elevadas?
Defi na planaltos, planícies e depressões.
1.
2.
FTC EaD | NOME DO CURSO96
Quais são os planaltos brasileiros?
Quais são as planícies brasileiras?
Quais são as depressões brasileiras? 
3.
4.
5.
Nome da Disciplina em Versalete 97
Glossário
Ablação: quantidade total de gelo que uma geleira perde anualmente.
Abrasão: ação erosiva que ocorre quando partículas de sedimentos em suspensão e em saltação 
movem–se pelo fundo e pelas paredes de um canal fl uvial.
Aquecimento global: aquecimento global durante o século XX devido ao aumento de dióxido de 
carbono (CO2) atmosférico causado pelo homem.
Arcos de ilhas: cadeia de ilhas vulcânicas linear ou em forma de arco, formada no assoalho oceâni-
co, em um limite convergente
de placas.
Chuva ácida: precipitação ácida causada pela poluição do ar por gases sulfurosos e por dióxido de 
nitrogênio, que reagem com a água e formam ácido sulfúrico e ácido nítrico. 
Criosfera: parte do planeta onde a água existe primariamente no estado congelado.
Elevação pericontinental: manto de sedimentos arenosos e argilosos que se estende para a bacia 
oceânica principal.
Fiorde: antigo vale glacial ocupado pelo mar, com paredes inclinadas e um perfi l em forma de U.
Forma de relevo dissimétrica: corresponde às encostas que não apresentam a mesma inclinação.
Gelivação: ação do gelo e do degelo.
Inversão do relevo: ocorre quando anticlinais são arrasados, por corresponderem a material friável, 
enquanto os sinclinais fi cam alçados, por serem individualizados por rochas duras.
Linha de neve: altura, a partir da qual, as neves são eternas.
Patamar estrutural: também denominado patamar de vertente, corresponde à superfície plana que 
interrompe a continuidade do declive de uma vertente. 
Pavimento desértico: superfície remanescente de cascalho, com diâmetro muito grande para ser 
transportada pelo vento, deixada quando a defl ação continuada remove as partículas mais fi nas de 
uma mistura de cascalho, areia e silte que compõe os sedimentos e solos.
Pedimento: plataforma ampla e de suave inclinação do substrato rochoso, que é formada à medida 
que uma frente montanhosa é erodida e recua.
Percées: boqueirões escavados no front da cuesta por superimposição de cursos cataclinais. 
Playa: camada de argila, às vezes incrustada com sais precipitados, que se forma pela evaporação 
completa de um lago de deserto. 
Subsidência: depressão ou afundamento da crosta induzida pelo peso adicional de sedimentos ou 
por movimentos tectônicos, como falhamentos normais regionais. 
Superimposição: também denominada epigenia, representa o afundamento do vale cortando indis-
tintamente rochas tenras e duras, depois de atravessar uma estrutura sedimentar.
Vale em rifte: fossa estreita e longa, limitada em cada lado por uma ou mais falhas normais paralelas 
entre si, criada por forças distensivas.
Vale suspenso: vale abandonado de uma geleira tributária que adentra um vale glacial maior, acima 
da sua base e em posição elevada na parede deste.
Xenólitos: são fragmentos de outras rochas englobados e carregados pelo magma quando de sua 
ascensão na crosta.
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