INTRODUÇÃO

As características mais importantes dos relés formados nos Círculos Quartzíticos do

Uma das características mais marcantes dos relés formados em rochas quartzíticas do Brasil Central é a elevada posição topográfica, geralmente associada à predominância de afloramentos rochosos e ao desenvolvimento de colluviões planos. Esse tipo de paisagem é encontrado em serras como Chapada dos Veadeiros e Pirineus (GO); Estrondo (Estado do Tocantins); Cipó, São Tomé das Letras e Canastra (MG). A Serra da Canastra está localizada no sistema do Vale do Tocantins, caracterizado pela ocorrência de afloramentos de quartzitos puros ou micáceos em um grande cenário montanhoso.

As pesquisas realizadas por Nazar (2018),Araújo (2017) e Magalhães (2015) mostraram aspectos geomorfológicos e a evolução da rede de drenagem no trecho extremo da Serra da Canastra, conhecido regionalmente como Chapadão do Diamante. Esta área apresenta os maiores relés de todo o sistema regional, com a presença de afloramentos quartzíticos nos topos dos morros, que formam um caos de blocos na superfície. Há também depósitos de encostas coluviais, geralmente ricos em conchas, áreas e material orgânico que formam depósitos planos. Ferricretes também são encontrados em solos surficiais e subterrâneos.

Nazar (2018) e Nazar e Rodrigues (2019a), argumentam que a paisagem do Chapadão do Diamante favorece bons resultados nos estudos OSL e c14 por apresentar condições favoráveis como: materiais ricos em quartzo, materiais provenientes de depósitos de colluviões no litoral; A textura homogênea dos materiais superficiais, a presença de vegetação herbácea e arbustiva e atividades agrícolas preservadas devido ao fato de que há apenas água fértil e revezamento montanhoso. Depósitos orgânicos também foram observados em vários segmentos da costa, formando pequenas turfeiras, bem como pequenas planícies ao longo dos dois rios.

Estudamos uma área rural que já foi um pasto natural e foi transformada em Parque Nacional em 1972. O atendimento humano atual se limita às áreas de visitação do Parque Serra da Canastra. Atualmente, há pequenas áreas de atividade antrópica às margens de estradas abandonadas e fazendas antigas.

Essas características de ocupação indicam que a grande maioria dos materiais superficiais não foi modificada durante o período recente de colonização humana por cerca de 200 anos (Rodrigues, 2002).

Os materiais superficiais são produtos do intemperismo local, e os depósitos estudados estão localizados nas proximidades de sua área de origem com transporte de sedimentos à distância. Essas rampas coluviais estão localizadas na encosta de afloramentos rochosos.

A configuração desta paisagem, associada aos estudos preliminares acima referidos, levantou algumas questões sobre a idade tanto dos materiais y das surfaces encontradas nesta area. O objetivo desta pesquisa é conhecer os materiais superficiais utilizando a técnica de Luminescência Opticamente Estimulada (OSL) para depósitos de quartzo e Carbono-14 (14C) para materiais orgânicos.

Estes ensaios foram realizados em trincheiras na transição entre os níveis de erosão e deposição do solo, com o objetivo de apresentar dados sobre a evolução e mudanças da dinâmica ambiental em camadas de intemperismo e depósitos coluviais na paisagem recente.

Usando duas técnicas de datação independentes, podemos testar a confiabilidade da significância cronostratigráfica das idades identificadas. Isso permite o uso de uma técnica para validar os dados encontrados pela outra.

A datação por luminescência opticamente estimulada (OSL) determina a data do sedimento a partir da última exposição do sedimento à radiação atmosférica. Isso permite medir a quantidade total de sedimentos como resultado da exposição anual de sedimentos a uma dose hecida de radiação de fundo (Yukihara e Mckeever, 2011; Guedes et al, 2013).

O conceito de datação por luminescência é baseado na rede cristalina de minerais, mais comumente quartzo e feldspato, que reproduz a energia produzida durante a interação entre os elétrons dentro do cristal e a radiação da radiação radiativa do decaimento radiativo de Urânio (U), Tório (Th) e Potássio (K) e raízes cósmicas. No caso da OSL, essa energia é liberada na forma de luminescência (luz) quando os mineradores de quartzo são expostos à luz visual (branqueada), ou durante a erosão, transporte e deposição de sedimentos, ou através de estimulação em laboratório. (Mellett, 2013).

Sob condições favoráveis durante a determinação do OSL, os pecados de radiação podem ser completamente desligados em segundos de exposição à luz, permitindo assim a datação precisa dos sedimentos enterrados (Godfrey-Smith et al., 1988, Madsen e Murray, 2009, Stokes, 1999). . A datação rotineira de quartzo em sedimentos por OSL pode determinar idades de até 150 ka. (Duller e Wintle, 2012). A vantagem da luminescência sobre otras métodos de dação é sua capacidade de datar diretamente a deposição de sedimentos (Lian e Roberts, 2006). No entanto, Sohbati (2015) e Meyer et al (2020) também apresentam a possibilidade de datar superfícies rochosas em blocos rochosos quartzíticos a partir de técnicas comumente utilizadas para sedimentos.

As técnicas de datação OSL são amplamente utilizadas em estudos geomorfológicos, abvariando a diversidade de ambientes, como estudos envolvendo elioanos (ChongYi et al., 2019, Peng, Dong e Han, 2015; Tissoux et al, 2010), fluviais (Keen-Zebert et al, 2013; Rittenour, 2008;) e ambientes glaciais (King et al, 2014; Smedley, Glasser e Duller, 2016).

Os depósitos de encostas constituem um importante arquivo sedimentar para investigações geomorfológicas e paleoambientais realizadas em áreas de estudo espacialmente restritas (Augustin et al, 2014; Paisani et al, 2017). A distância de transporte de sedimentos dentro dos materiais colluviões não aumenta a complexidade desses depósitos, permitindo uma fácil delimitação da área de origem do sedimento.

Isso favoreceria uma determinação mais precisa das idades por meio do OSL, quando comparada à datação 14C, sem gerar superestimação dos resultados conforme apontado por Fucks e Lang (2009).

Paisagens quartzíticas de diferentes regiões do mundo são submetidas à análise cronológica da OSL. A paisagem formada nos quartzitos localizados na região de Harayana, ao sul de Delhi (Índia), é muito semelhante à Serra da Canastra, com seu clima frio, com um afloramento de pedras quartzíticas fortemente inclinadas.

Apesar da diferença climática entre esses ambientes, o intemperismo do quartzito desempenha um papel preponderante na formação da superfície, principalmente devido ao processo de remoção de sílica e permanência de ricas minas de ferro (Tripathi e Rajamani, 2003). Além disso, Gupta e Rao (1998) mostraram que as características das diferentes condições de intemperismo no quartzito são indicativas da dificuldade de intemperismo do tipo de rocha, devido à sua baixa porosidade, alta resistência ao curso e alta compressão.

A termoluminescência foi utilizada por Richards (1992) para datar fragmentos arqueológicos originários de rochas quartzíticas em Diring Yuriak, na Sibéria. Como resultado, ele encontrou outras datações alternativas de amostras de quartzito extraídas de artefats e, além disso, descobertas de aproximadamente 74.000 bP. Um estudo semelhante foi realizado por Sohbati et al (2012) na região da Tapada do Moutinho, Portugal, onde estudos arqueológicos que contêm seis sítios de quartzito mostraram resultados entre 19.000 e 45.000 anos AP.

No Brasil, estudos que utilizam técnicas de dação OSL e 14C para ambientes de encosta não são uma prática comum. Exemplos desse tipo de estudo foram desenvolvidos em ambientes montanhosos por Augustin et al (2014) que estudaram depósitos de cobertura de talude na região da Serra do Espinhaço. Paisani et al (2017) estudaram ambientes de derramamento na superfície de Palmas/Água Doce (PR), com o objetivo de determinar a dinâmica das rampas de colluvião na parte longa do Quaternário Tardio. Pinheiro, et al (2016) realizaram estudos no reverso da Serra de São Pedro (SP) buscando identificar a origem dos materiais e sua relação com a evolução geomorfológica da área.

ÁREA DE ESTUDO

O Chapadão do Diamante está localizado no sudeste do Brasil (Figura 1). Localiza-se no extremo da Serra da Canastra, onde estão localizados os nascentes históricos do Rio São Francisco. Possui também uma parte substancial do Parque Nacional da Serra da Canastra. O contexto estrutural é uma faixa de trabalhos neoproterozóicos, exibindo atualmente estratos rochosos predominantemente quartzíticos da Formação Canastra (Simões et al., 2015; Souza e Rodrigues, 2014; Valeriano et al., 2004; Uhlein et al., 2012).

2 é o revezamento que incluiu uma cordilheira, com morros convexos e dissecados sem topo, delimitados por escarpas de linha de ruptura com mais de 250 metros de altura e formando um grande bloco estrutural que pode ser facilmente distinguido na paisagem.

A rede de drenagem é composta por duas cabeceiras de drenagem, uma voltada para o sul, que forma as cabeceiras do rio São Francisco, e outra na porção norte com as cabeceiras de drenagem da bacia do rio Santo Antonio. As principais características da rede de drenagem são o controle da lineação estrutural, principalmente associada às direções NW-SE, perpendicular à direção de compressão do sistema de dobras, e SW-NE como eixo secundário.

Nazar e Rodrigues (2019a) mostram que os topos do Chapadão do Diamante são compostos por afloramentos rochosos e um caos de matacões. Os materiais da geomanta foram mapeados por esses autores e apresentam grande concentração de materiais com granulometria grosseira, com presença de cascalho, grossa e meio. Eles também destacam áreas com afloramentos de ferro em formas fragmentadas e preservadas. A direção dos vales é controlada pelo delineamento rochoso, e vários pontos de reentrância são definidos por afloramentos rochosos nos leitos dos canais. Araújo (2017) e Magalhães e Rodrigues (2020) detectaram comportamento anômalo em todos os canais, o que mostra que seu entalhe é fortemente afetado por knick points locais.

MÉTODOS

O trabalho de campo foi dividido em duas fases, uma para o reconhecimento e pré-seleção de áreas de amostragem e outra para a coleta de amostras de solo. Os mapas topográficos e geomorfológicos elaborados por Nazar e Rodrigues (2019a) apresentam uma cartografia detalhada do Chapadão do Diamante, com base em dados geomorfométricos e geocobertura. Rede de drenagem, litologia e dados geofísicos também foram obtidos por Nazar e Rodrigues (2019a), Santos e Rodrigues (2019) e Magalhães e Rodrigues (2020).

A localização das áreas de tragem foi selecionada para abrir o maior número possível de feições topomorfológicas e georcoberturas da Serra do Chapadão do Diamante numeradas de C1 a C8 (Figura 3). O trabalho de laboratório consistiu em análises granulométricas e geocronológicas por meio de OSL e datação de 14 C. O tamanho de 67 monstros de 8 parcelas foi obtido pelo método pipeta-peneira descrito por Gee e Bauder (1986), Santos e Rodrigues (2019) e EMBRAPA (2011). Para a análise geocronológica, foram feitas 8 datas OSL das caudas da maior profundidade possível de cada depósito, na transição isoladamente/saprolyte.

Isso foi feito para revelar a transição de processos erosivos predominantes para o nível de processos de deposição. As amostras foram confeccionadas com tubos de PVC de 60cm, seguindo o método descrito por Mellet (2013). A análise OSL foi realizada pela Datação, Comércio e Serviços Laboratorio do Brasil, utilizando o protocolo SAR (Single-Aliquot Regenerative-dose) com 15 Aliquotas. Neste protocolo, a idade da amostra é baseada na média de 15 idades OSL que são estimadas a partir de 15 curvas de calibração individuais. Em 4 trincheiras, numeradas C1, C2, C3 e C4, 14 C foram datados de cauda na profundidade máxima do depósito (Figura 3). Fomos analisados pelo Laboratório Beta Analítica, utilizando um acelerador de datação por espectrometria de massa (AMS).

RESULTADOS

Estudos recentes realizados no Chapadão do Diamante (Nazar, 2018) mostram que existem três grupos principais de geocobertura superficial (Figura 4). O primeiro grupo, que representa aproximadamente 60% da área de estudo e compostagem, é composto por materiais predominantemente rochosos e pouco intemperizados chamados conchas arenosas com um caos de blocos, conchas indiferenciadas e afloramentos rochosos. O segundo grupo está associado a pequenas áreas, chamadas turfeiras e bioturbação indiferenciadas, compreendendo cerca de 22% da área total.

O terceiro grupo, que ocupa 18% da área de estudo, possui materiais superficiais argilados ou presentes com a presença tanto de blocos lateríticos quanto de conchas lateríticas. Como característica comum, todas essas unidades apresentam uma pequena profundidade, geralmente não ultrapassando 1 metro de espessura, raramente chegando a 2 metros.

5 mostra os resultados da análise granulométrica realizada para os perifis, que mostraram nítido predomínio de areias e siltes. As amos C2 e C4 apresentam algumas tendências diferentes devido a uma maior proporção de silte sem variação de textura em profundoe. Nenhuma das 8 parcelas teve variação relevante quanto à depthe, sendo que nos perfis as texturas permanecem praticamente as mesmas apresentadas na amostra C7 Figura 6.

A área de estudo apresenta duas características relacionadas aos fragmentos rochosos: um cascalho de forma irregular que recupera a superfície e outro como uma camada de cascalho de forma irregular localizada a poucos centímetros de profundidade, coberta por serapilheiras arenosas, provavelmente coluviosas do gênero.

Os dados de OSL realizados nos perfis (ver Tabela 1) mostram que seis amostras são originárias do Holoceno Médio ao Superior, enquanto as duas restantes do Pleistoceno Superior. Isso indica que os materiais superficiais da região são extremamente recentes, e também mostra que há pouco tempo essas áreas eram mais áridas, com maior predominância de afloramentos rochosos e menos intemperismo.

É importante lembrar que esses depósitos estão localizados a uma distância das áreas de origem e de importantes processos geoquímicos concomitantes ao transporte. Esses processos consistem principalmente na mobilização de ferro (Fe) e na formação de crostas ferruginosos, que indicam intensa circulação de água no nível subsuperficial.

Em áreas localizadas em altos afloramentos rochosos, ao longo do divisor principal das bacias hidrográficas (pântanos C1 e C7) podemos encontrar depósitos muito recentes com menos de 1500 anos AP.

Isso indica que esses depósitos superficiais de areia refletem as condições meteorológicas atuais, caracterizadas por forte mobilização de sedimentos ao longo da encosta, com importantes processos erosivos. Os elementos mais antigos deste estudo são os divisores secundários das bacias hidrográficas (pântanos C4 e C6), localizados em áreas topograficamente mais baixas.

A cronologia desses eventos remonta ao final do Pleistoceno, e não nos passa de 30500 ± 4950 anos a.C. As condições topomorfológicas das divisões indicam que essas áreas estão presentes na paisagem em um momento mais elevado. Em outras palavras, essas áreas estão localizadas por muito tempo nos afloramentos rochosos (áreas de origem) e aparentemente permanecem por muito tempo inalteradas por processos erosivos.

As retiradas das áreas de declínio mediano (C5 e C8) mostraram apresentações médio-holocênicas entre 2620 ± 400 e 4200 ± 1080 anos AP. Estas amostras encontram-se na presença de depósitos sedimentares ligeiramente mais antigos do que aqueles encontrados com afloramentos rochosos elevados, mas mais recentemente do que os depósitos de dois divisores hidrográficos secundários. Isso pode indicar condições de deposição mais permanentes.

Os resultados dos dados de OSL revelam que as condições topomorfológicas afetam claramente as condições de erosão/deposição, o que diminui as chances de os sedimentos serem expostos à radiação e permanecerem no sistema de declividade. As áreas próximas à fazenda Vale (C2 e C3) apresentam áreas do Baixo Holoceno entre 6350 ± 865 e 9000 ± 1370 anos AP.

Essas áreas apresentam as melhores condições de deposição do Chapadão do Diamante, as quais estão associadas ao aumento dos processos de sedimentação de materiais das costas superiores. Os resultados da datação OSL mostram que seis das oito amostras analisadas datam do Holocene, indicando que a deposição de taludes é muito recente.

Além disso, o fato de as amostras mas antigas de nosso estudo serem provenientes de áreas cerca à base da encosta que apresentam condições de deposição más favoráveis. Isso é consistente com os resultados apresentados por Paisani et al (2017), que relatam que a erosão intensa nas costas coluviais leva à deposição de sedimentos e acreção de sedimentos no vale e seis depósitos de sedimentos. A Tabela 2 mostra a datação AMS 14 C de 4 parcelas da área de estudo. De acordo com os resultados, a amostra C2 tem a idade mais avançada de 14 C (4460 ± 30 anos BP). O perfil desta amostra que está localizada perto de um fundo de vale é o mais espesso das parcelas amostradas.

Para este mesmo perfil, o OSL datado da base do depósito indica uma idade de 6350 ± 865 anos AP. A diferença entre as duas análises cronológicas pode mostrar um período de aproximadamente 2.000 anos de depósito estéril ou uma baixa quantidade de depósitos orgânicos. Isso indica pelo menos duas fases deposicionais em diferentes condições ambientais.

Como alguns outros testes (C1, C3 e C4), há apresentações precoces de 14 C, o que aparentemente indica processos de acumulação que foram desencadeados pela dinâmica da pontuação de superfície, e que teoricamente poderiam prevenir o desenvolvimento de depósitos mais espessos e a presença de episódios erosivos. Esses fatores favorecem a formação de depósitos sedimentares planos, condições menos favoráveis ao acúmulo de material orgânico. Há ainda dois outros fatores que podem contribuir para um menor acúmulo de matéria orgânica.

Para os trechos C1 e C3, a localização dos perfis é próxima a um afloramento rochoso, em posição interfluvial, o que representa uma pequena bacia hidrográfica. Essas áreas também são caracterizadas atualmente por vegetação herbácea e arbustiva. Tais condições ambientais podem dificultar o crescimento da vegetação arbórea e, consequentemente, reduzir a quantidade de matéria orgânica.

Com base nos dados recentes de nosso estudo, podemos supor que as condições ambientais no passado foram menos favoráveis para o desenvolvimento de áreas densamente vegetadas. Esta poderia ser uma das razões pelas quais o menor conteúdo orgânico foi encontrado em depósitos de encosta. Isso também reforça nossa suposição de que os afloramentos rochosos ocupam áreas maiores e que os depósitos superficiais se desenvolveram entre aproximadamente 4.500 anos AP e os dias do presente.

DISCUSSÃO

Estudos de análise cronológica de taludes quartzíticos de coluviais são incomuns. Este estudo originou-se de uma condição geomorfológica específica, caracterizada por leitto rochoso quartzítico neoproterozóico, com posição topográfica elevada em relação ao relé regional. As características dos quartzitos associadas a um ambiente tropical úmido (com duas estações) favorecem a combinação de intemperismo mecânico e químico.

Utilizamos duas técnicas diferentes de datação OSL e 14 C para analisar a geocronologia do depósito do talude do Chapadão do Diamante. Os resultados da cronologia mostrarão que os materiais são recentes, sendo os mais antigos do Pleistoceno Superior.

A combinação da cronologia dos pontos mostrados e das características geomorfológicas das diferentes geocoberturas pode nos ajudar a determinar as condições ambientais e os processos predominantes durante o período de deposição de sedimentos. Uma característica comum dos relés de montanha quartzítica no Brasil é que existem baixos perfis, com predominância de sedimentos arenosos a areno-arenosos, muitas vezes enriquecidos com ferro (Fe) que podem criar crostas ferruginosas.

Essas práticas comuns em nossa área de estudo também podem ser encontradas em outros ambientes semelhantes no Brasil, como a Serra do Espinhaço (Augustin et al.; 2014), a Serra do Caraça (Cavalcante et al., 2010), a Serra do Ibitipoca, a Serra do Cipó, a Serra do Itacolomi e a Chapada Diamantina (Benites et al. 2007).

O enriquecimento de ferro em camadas superficiais é uma resposta a processos de laterização, com a presença de óxidos e hidróxidos de ferro que não limitam a flutuação das águas superficiais (Augustin et al., 2013, Nazar e Rodrigues, 2019b). Os processos de intemperismo da água e o papel da água nas áreas de hidrólise, a despolimerização da estrutura do silicato, com a liberação de silício e as condições básicas da solução intemperizada. Portanto, de acordo com a intensidade da hidrólise (total ou parcial) e dois processos de lixiviação, pode ter formado minerais não silicatos: hidróxidos e óxidos de ferro (Atkins, 2002).

Esses minerais contribuem para a cor vermelha ou amarelada típica de suas formações. O intenso fluxo de água no limite de flutuação, pode resultar em um processo de lexiviação proportionamente expressivo. Poderia promover a completa desilicação do sedimento, deixando para trás apenas minerais de alumínio ou ferro, causando a formação de crostas.

Os mesmos processos também são encontrados em ambientes quartzíticos no Brasil, como descrevem Meyer et al (2020) em estudos do Tibete. Neste caso, os autores afirmam que a precipitação de hidróxidos de ferro tem as características de opacidade e a mesma penetração de raízes cósmicas, e que pode afetar a análise cronológica do OSL.

Agostinho e outros. (2014), trabalhando na Serra do Espinhaço, encontram resultados interessantes quanto à análise cronológica de materiais originários de rochas quartzíticas. Esses autores analisaram um perfil de nível de 60 cm de espessura entre 10506 e 10230 anos AP a partir da base do depósito, de 5919 a 5664 anos AP a 55 cm de profundidade, 2335 a 2152 anos AP entre 25 e 40 cm de profundidade e 629 a 519 anos AP entre uma superfície e 25 cm de profundidade. Estas idades, bem como a espessura dos depósitos, são muito semelhantes aos resultados do nosso estudo. Isso indica que nessa região do Brasil predominam processos de accumação muito lentos, resultando em depósitos minerais rasos e sedimentos con baixo teor orgânico.

Santos e Confessor (2020) estudaram a mesma região da Serra da Canastra, mas focaram em dados de OSL sobre micromorfologias geradas pela bioturbação. Suas descobertas mostram depósitos que variam de 950 ± 145 anos AP a 30 cm de profundidade e 2.500 ± 390 anos AP a 60 cm de profundidade. Essas idades também são compatíveis com os achados de nosso estudo, pois indicam que a ação da bioturbação na formação dessa micromorfologia é mais recente do que a maioria dos depósitos analisados no presente trabalho.

Por esta razão, consideramos que a ação da bioturbação surge mais recentemente do que o início dos processos de intemperismo do quartzito. Somente após o início desses processos é que há material suficiente para os animais iniciem os processos de bioturbação.

Tanto os dados cronológicos analisados neste artigo quanto a cronologia realizada em ambientes seminais no Brasil central (Augustin et al. (2014); Ledru (1993), Oliveira et al., 2018, Santos e Confessor (2020), mostraram que os materiais que são consistentes com o Pleistoceno e o início do Holoceno, esta região provavelmente apresentará um ambiente mais seco do que as condições climáticas atuais (Barros et al., 2012). A baixa disponibilidade de água favoreceria os processos químicos de intemperismo e também é importante notar que o intemperismo das rochas quartzíticas é muito mais lento do que outros tipos de rochas. Por essas razões, os afloramentos rochosos provavelmente seriam mais difundidos do que atualmente.

Estudos paleoclimáticos de regiões próximas indicam que durante o Holoceno as condições climáticas foram geralmente mais moderadas do que durante o Pleistoceno (Behling, 1995, Behling, 2002; Ledru, 1993). O Holoceno também apresenta algumas flutuações que indicam momentos mais secos do que os atuais (Enters et al, 2010).

Essas condições contribuem para mudanças no regime hídrico e aumento do intemperismo e do transporte de sedimentos em declínio, o que leva à deposição de colluviões. Podemos supor que com o aumento da temperatura e da disponibilidade sazonal de água, há um aumento nos processos hidrogeoquímicos subsuperficiais, que contribuem para a formação de crostas ferruginosos, bem como alguns fatores interessantes de dissolução superficial.

O estabelecimento de um ambiente mais recente durante o período climático do Holoceno aumentou a colonização de espécies vegetais e animais, o que, por sua vez, contribuiu para a formação de alguns dos reservatórios de turfa em depressões e fundos de vale e o enriquecimento de material orgânico em camadas superficiais de quartzito grosseiro e áreas. A manutenção das condições climáticas úmidas, na atualidade, permitiu o manejo das micromorfologias a partir da bioturbação (Santos e Confessor, 2020). Essa interpretação também é apoiada por mudanças nos sistemas fluviais da região (Carvalho et al. 2018; Magalhães Jr, na al. 2012; Oliveira et al., 2018).

CONCLUSÃO

Os resultados combinados de granulometria, 14 C e OSL, apoiados por observação de campo e análise geomórfica, parecem indicar que os sedimentos das formações montanhosas da Serra da Canastra são constituídos por colluviões provenientes do afloramento de rochas quartzíticas localizadas em áreas mais elevadas. Nosso estudo também mostrou que esses depósitos coluviais são normalmente muito baixos (menos de 2m de espessura) com características predominantemente macroscópicas, principalmente cascalhos e areias. Observamos vários afloramentos quartzíticos no meio de dois depósitos e a presença de concreções ferruginosas lateríticas, na superfície, na superfície, na superfície da superfície. Os resultados da cronologia mostram que o ambiente deposicional é recente e as datas OSL e 14A C indicam que a maioria dos depósitos pertence ao Holoceno. Apenas duas amostras, que são do final do Pleistocene, atingiram idades mais avançadas. A existência de depósitos jovens mostra uma alteração dos padrões de umidade, dos processos de intemperismo e da formação de coludias relacionadas ao transporte de sedimentos a diferentes distâncias. São condições climáticas mais úmidas que tendem a produzir alterações na preservação de mantas intemperizantes que causam aumento da erosão superficial e formação de sistemas de drenagem. A maior parte da cobertura vegetal é considerada recente, com a formação de depósitos de turfa que não ultrapassam 4460 ± 30 anos AP. A presença de micromorfologias de bioturbação com condições mais jovens que os materiais coluviais, indicam que estes tipos de processos só podem ser utilizados para períodos de intemperismo mais intenso.

RECONHECIMENTO

Esta investigação foi financiada por meio de apoio financeiro da CAPES/UFU/PRINT - 88887.311520/2018-00 FAPEMIG (Processo APQ-00231-16) e CNPQ (Processo PQ 302924/2019-1).

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Notas de autor

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