Elementos do Semiárido Nordestino

ELEMENTOS DE CLIMATOLOGIA E
GEOMORFOLOGIA DO TRÓPICO SEMIÁRIDO
BRASILEIRO
Prof. Dr. Lucivânio Jatobá
Curso de Mestrado Profissional em Ensino de Ciências Ambientais da UFPE
Recife,
Julho de 2019

INTRODUÇÃO
Em julho de 1996, a Associação dos Geógrafos Brasileiros (AGB), histórica
associação dos profissionais da Geografia no país, promoveu, com o apoio da Universidade
Federal de Pernambuco, e mais especificamente o Departamento de Ciências Geográficas, o
X Encontro Nacional de Geógrafos (ENG), no Campus Recife da mencionada universidade.
A programação oferecida aos milhares de participantes foi imensa e contemplou mesas
redondas, conferências, palestras, excursões e apresentação oral de comunicações livres
contempladas nos Eixos Temáticos então estabelecidos para o evento.
Naquela ocasião, a Diretoria Executiva Nacional da AGB, bem como a Secção Recife
da entidade convidou-nos para estruturar e ministrar um curso intensivo , que na época era
denominado de minicurso, voltado a questões relativas à Geografia Física nordestina. Era um
desafio, mas prontamente o aceitamos. Assim, estruturamos o minicurso “Elementos de
Climatologia e Geomorfologia do Trópico Semiárido Brasileiro”. Tivemos um bom número
de participantes, muitos dos quais participaram ativamente do trabalho de campo realizado
entre a Região Metropolitana do Recife e o Distrito de Fazenda Nova, município de Brejo da
Madre de Deus, no Agreste Central do Estado.
Resolvemos redigir um texto que servisse como material instrucional para o minicurso
mencionado. Um texto simples, objetivo e didático que pudesse no futuro ser útil para os
professores e estudantes de Geografia. O presente texto, com algumas alterações na redação
e inclusões necessárias ao originalmente distribuído, reúne uma série de informações
direcionadas aos principais tópicos esquadrinhados no referido minicurso.
Na época em que foi realizado o minicurso, não se tinha ainda o rico arsenal cartográfico
e didático dos quais se dispõe atualmente, daí a necessidade de serem incluídas nesta presente
edição imagens de radar ( Cartas SRTM), por exemplo, que permitem o visualização
excelente da compartimentação geomorfológica das paisagens.
A expressão “Trópico Semiárido Brasileiro”, que serviu de denominação ao minicurso
em apreço, é aqui empregada para designar uma ampla parcela do território nacional, inserida
na Região Nordeste, dominada pelo clima BSh, enquadrada, grosso modo, pela isoieta de
800mm anuais. Esse vasto espaço geográfico, com suas singularidades físicas e
socioeconômicas, representa algo da maior importância para professores e estudantes de
Geografia. Dos elementos que compõem o semiárido nordestino, enfatizaremos as condições
climáticas atuais e pretéritas e a estruturação das paisagens geomorfológicas, que são os dois
temas básicos que formam o conteúdo programático do curso intensivo referido.
Ao editarmos novamente aquele texto trabalhado nas aulas, estamos atendendo a
solicitações feitas por ex-alunos e colegas que, na década de 1990, não tiveram acesso a esse
material.

Tornamos público agora o nosso apreço aos colegas que naquele momento dedicavam-
se, quase que integralmente, às atividades da AGB- Recife e da AGB Nacional. Os nossos
sonhos de construir uma Geografia séria e útil à sociedade brasileiro ainda não se acabaram...
Saudades de um tempo e a esperança de dias melhores para a ciência de Humboldt no Brasil.
Agradecemos ainda a agrônoma da EMBRAPA, dra. Alineaurea Florentino Silva, que
gentilmente disponibilizou várias de suas excelentes fotos aqui utilizadas , enriquecendo
sobremaneira esse modesto texto didático.
Prof. Dr. Lucivânio Jatobá
Prof. Adjunto do curso de Mestrado Profissional em Ensino de Ciências Ambientais do Centro de
Biociências da Universidade Federal de Pernambuco

1
UMA BREVE CARACTERIZAÇÃO DO NORDESTE
BRASILEIRO
A Região Nordeste do Brasil, de acordo com a regionalização oficial do País, acha-se
enquadrada pelas latitudes de 1º e 18º 30’S e longitudes de 34º 30’ e 48º 20’W de Greenwich
(Figura.1). Com uma área de 1.548.672 km², ocupa 18,20% do território nacional. fazem parte
da referida Região, as seguintes unidades da federação: Maranhão, Piauí, Ceará, Rio Grande
do Norte, Paraíba, Pernambuco, Alagoas, Sergipe e Bahia.
Figura 1. A localização da Região Nordeste do Brasil
O Nordeste Brasileiro é uma “região de contrastes”, (Figuras 2 e 3) contrastes naturais e
socioeconômicos, sobretudo ( ANDRADE, 1998). A Região ainda permanece aquém do
padrão nacional, tanto em variáveis econômicas quanto em indicadores sociais, apesar do
ritmo das taxas de crescimento do PIB (GASQUES et al. 1995).

Figura 2. Ampla superfície de erosão ( pediplano) no Sertão paraibano
Foto: Lucivânio Jatobá
Grande parte da Região Nordeste do Brasil está incluída no chamado Polígono das Secas,
no interior do qual se destaca uma considerável área dominada por um clima semiárido,
ocorrendo até mesmo porções áridas, segundo defendem alguns autores (ANDRADE, 2002).
Figura 3. Superfícies dissecadas na Zona da Mata Sul de Pernambuco. Ambiente quente e úmido
Foto Natalício Melo
1.1. As Condições Naturais (Geologia, Clima e Relevo)
Como foi dito anteriormente, o Nordeste brasileiro é um espaço geográfico marcado
fortemente pela diversidade de quadros naturais. Praticamente todos os domínios paisagísticos
da parte intertropical do Brasil estão presentes no território nordestino. Essa diversidade
materializa-se sobretudo nas várias unidades litoestratigráficas e tecto-estruturais, nos quadros
climatobotânicos e geomorfológicos. Some-se a isso a imensa variedade de tipos de solos.

No que concerne à Geologia Regional, pode-se afirmar, de maneira extremamente
sintética e para objetivos didáticos, que a Região possui duas grandes unidades
litoestratigráficas e tecto-estruturais: o complexo Cristalino Pré-Cambriano e as Coberturas
Sedimentares Fanerozoicas.
Os terrenos cristalinos cobrem uma área de aproximadamente 720.000 km², enquanto
que as coberturas sedimentares fanerozoicas englobam cerca de 890.000 km², dominando na
maior parte dos Estados do Maranhão, Piauí e Bahia (Figura 4).
Figura 4- Esboço das principais unidades litoestratigráficas e tectoestruturais do Nordeste brasileiro
Fonte: Elaborado por Lucivânio Jatobá, 1996
O Complexo Cristalino Pré-Cambriano é composto por rochas ígneas e metamórficas,
profundamente afetadas por processos tectônicos, como demonstram os terrenos falhados e
dobrados. Nesse grupo inserem-se micaxistos, quartzitos, gnaisses, migmatitos, granitos,
granodioritos etc. (JATOBÁ-1994).
O embasamento pré-cambriano, também chamado embasamento cristalino brasileiro, acha-
se exposto na quase totalidade das superfícies dos Estados do Ceará, Paraíba, Pernambuco,
Alagoas e Sergipe, na maior parte da Bahia e do Rio Grande do Norte e ainda na faixa sul-
oriental do Piauí, onde foi exumado ao longo da frente de cuestas em recuo da bacia do Meio
Norte. É constituido de rochas mais ou menos intensamente metamorfizadas,
universalmente dobradas e falhadas, não raro impregnadas por eruptivas. Noutras partes o
embasamento acha-se constituído por gnaisses. Além disso, identificam-se aqui e ali
afloramentos de rochas extrusivas, como basaltos, traquitos, riolitos e outras, nos estados do
Maranhão, Ceará, Rio Grande do Norte e Pernambuco. Também aqui e ali (relíquias de
bacias dantes mais extensas ou pequenas bacias de Iguatu, Icó e Rio do Peixe) jaz o

embasamento localmente coberto por um complexo de sedimentos cretácicos com depósitos
geralmente detríticos grosseiros na base, calcários no meio e novamente clásticos no topo.
As ocorrências melhor conhecidas nesse particular são as chapadas do Araripe (PE-CE) e
do Apodi(RN) (ANDRADE , 1977, p.22 ) .
As Coberturas Fanerozoicas são compostas por terrenos sedimentares. Esses terrenos
mostram-se desprovidos de fenômenos orogenéticos e de metamorfismo de alto grau. Exibem-
se litificados, sem evidências de dobramentos marcantes, e dispostos de forma horizontal ou
ligeiramente inclinadas em direção ao centro das bacias sedimentares.
Uma classificação mais simples, sem os rigores estabelecidos pela geotectônica, pode ser
assim apresentada para as bacias sedimentares divisadas no interior da Região Nordeste: a)
Sinéclises Paleozoicas, b) Bacias Tectônicas Mesozoicas.
A expressão sinéclise é empregada para designar grandes bacias sedimentares de milhares
de quilômetros quadrados existentes nas estruturas cratônicas. A grande sinéclise nordestina é
a bacia do Maranhão-Piauí.
Com uma superfície da ordem de 600.000 km², a bacia sedimentar do Meio Norte abrange
a maior parte do Maranhão e do Piauí, o nordeste do Pará, o extremo nor-nordeste de Goiás
(na época em que Gilberto Osório escreveu esse trabalho, aqui transcrito, o Estado de Goiás
ainda não havia sido dividido), pequena porção do noroeste cearense. Sua sedimentação é
sobretudo de depósitos clásticos e marinhos, que vão desde conglomerados grosseiros até
xistos argilosos e calcários, abrangendo idades desde o siluriano até o cretáceo (...) Durante
a reativação tectônica da plataforma brasileira depois do Jurássico inferior, produziram-se
na bacia do Meio Norte enorme extrusões basálticas, como o derrame que se alastra no
Maranhão ao Norte dos rios das Balsas e Sereno e a Oeste do alto Mearins; isso sem falar
de intrusões de diabásio dando sills e diques relativamente frequentes em todo Piauí.
(ANDRADE, 1977, p.22-25 ).
As bacias tectônicas foram originadas por falhamentos, quando da reativação
Wealdeniana da Plataforma Brasileira1
, um evento tectônico de grandes dimensões que atingiu
o Brasil durante a era mesozoica ( Figura 5).
Com a separação da América do Sul da África, no fim do Mesozóico, a plataforma
brasileira reagiu com uma reativação no fim do Jurássico. Houve uma reorganização
estrutural, durante a qual a plataforma se partiu em blocos segundo antigas e novas fraturas
(MABESOONE e CAMPANHA, 1974)
Estão incluídas nessa categoria de bacias sedimentares as seguintes: Recôncavo-
Tucano-Jatobá, Sergipe-Alagoas, Paraíba- Pernambuco e a do Apodi. Há, ainda, bacias
menores, de caráter tectônico, tais como: Araripe, Iguatu-Lima Campos(CE) e Rio do Peixe
(PB).
1
Posteriormente, passou-se a utilizar a expressão Evento Sul-Atlantiano para designar a Reativação Wealdeniana da Plataforma
Brasileira, pioneiramente empregada pelo geólogo Fernando Flávio Marques de Almeida.

Figura 5. Falhas no Nordeste brasileiro remobilizadas durante a Reativação Wealdeniana
Fonte:http://www.cprm.gov.br/publique/media/geologia_basica/plgb/jaguaribesw/jaguaribesw_geologia.pdf
A bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá ocupa um extenso “rift” de direção geral sul-norte,
cujo limite setentrional é uma falha de rejeito direcional denominada Lineamento Pernambuco
( Figura 6), que se estende do Recife até o Estado do Piauí. O referido “rift” está implantado
em terrenos cujas idades variam do Arqueano ao Paleozoico (MAGNAVITA e CUPERTINO,
1987). É formada por sedimentos paleomesozoicos. Tais sedimentos foram depositados em
uma bacia formada por diastrofismo intenso e que foi estruturalmente ativada por fenômenos
tectônicos posteriores, resultando uma coluna sedimentar estimada em 3.200m, no mínimo,
em sua parte mais profunda (Apud BRUNI-1976).
A bacia de Sergipe-Alagoas situa-se numa fossa tectônica definida na segunda fase da
Reativação Wealdeniana. O preenchimento dessa bacia aconteceu do Cretáceo (aptiano) ao
Terciário (Eoceno). É tida como um semi-graben, alongado no sentido NE-SW.
A bacia do Apodi ou Potiguar tem uma área de 25.000 km²e se desenvolve no Estado do
Rio Grande do Norte, abrangendo ainda o Estado do Ceará. É composta por terrenos
mesozóicos das formação Gangorra, Açu e Jandaíra ( Figura 7).

Figura 6. O Lineamento Pernambuco. A seta está indicando-o.
Fonte: cnpm.embrapa.br/projetos/relevobr
A bacia de Araripe, situada entre os Estados de Pernambuco e Ceará, apresenta camadas
sedimentares que mergulham suavemente para oeste e norte. Os sedimentos que a compõem
atingem, segundo estimativas, uma espessura de 700m.
Figura 7. Localização da bacia sedimentar do Apodi
Fonte: Agência Nacional de Petróleo , Gás Natural e Biocombustíveis

As bacias de Iguatu, Lima Campos e Icó são exemplos de pequenas bacias interiores
desenvolvidas em estruturas falhadas no interior do Nordeste brasileiro (Figura 8).
As bacias de Iguatu, Lima Campos e Icó parecem fazer parte de um mesmo complexo
sedimentar, juntamente com a bacia do Rio do Peixe. Não são bacias autônomas, originais,
mas bacias morfológicas formadas pelo abaixamento tectônico posterior à sedimentação.
Nos blocos afundados ficaram preservadas relíquias de uma capa sedimentar originalmente
contínua, removida das áreas não afundadas em torno das atuais depressões. Talvez esses
terrenos tenham feito parte da extremidade norte da bacia do Reconcavo Tucano-Jatobá,
englobando também o vale do Cariri. (BRITO, 1979).
Figura 8. Pequenas bacias sedimentares interiores do Nordeste brasileiro
Fonte: Elaborado por Lucivânio Jatobá, 1996
Por último, mencionamos a bacia intracratônica do São Francisco. Os sedimentos que
formam essa bacia são de idade paleozoica do grupo Bambuí.
É descrita como se estendendo por quase todo o vale do São Francisco, à montante da confluência
do rio Grande e pelos principais tributários sanfranciscanos da margem esquerda, mergulhando
afinal por baixo dos sedimentos mesozoicos (arenitos e argilitos sílticos-arenosos da formação
Urucuia) dos divisores entre o São Francisco e o Tocantins. (ANDRADE, 1977, p.22).
Esses aspectos tectônicos referidos influenciaram a gênese da compartimentação local
do relevo, sobretudo no tocante a morfoestruturas falhadas no semiárido nordestino.

2
O SEMIÁRIDO NORDESTINO BRASILEIRO
Cerca de 800.000 km² da Região Nordeste do Brasil são dominados por um clima
semiárido, do tipo BSh, segundo a classificação de Koppen (Figura 7). A área englobada no
“Polígono das Secas” corresponde a 950.000 km², ( extrapolando os limites naturais do
domínio semiárido) ,ou seja, 58% do Nordeste brasileiro.
A área do Semiárido no Brasil foi delimitada a partir da EMBRAPA (1991) e compreende
o conjunto de suas Unidades Geoambientais onde ocorre vegetação dos diferentes tipos de
caatinga ou de transição Caatinga para outros Ecossistemas. A adoção deste critério
fitoecológico fundamenta-se nos trabalhos de MAJOR(1951) BERTRAND(1971),
TRICART(1977) e TRICART e KILLIAN(1979) e (SOUZA et al. 1992).
Ab’Sáber(1974) considera o Nordeste semiárido a parte do território brasileiro que possui
precipitações irregulares no tempo e no espaço, cujas médias anuais variam entre 400 e 800
mm.
O Trópico SemiÁrido brasileiro é uma área que pode ser considerada como nitidamente
de caráter azonal.
O Nordeste seco constitui uma região semiárida de posição marcadamente azonal. É desta
forma um dos raros exemplos de domínios morfoclimáticos intertropicais colocados, em sua
maior parte, em latitudes subequatoriais. Não é, portanto, um mero segmento de um cinturão
zonal de áreas semi-áridas. Em seus confins, na direção do Maranhão, da Bahia e da Zona
da Mata, o polígono semiárido nordestino faz transições rápidas e complexas para climas
subúmidos, antes de ceder lugar definitivo para os domínios tropicais úmidos que o
envolvem, pela maior parte de seus quadrantes (“mar-de-morros” costeiro do Nordeste
oriental, Amazônia maranhense, e domínio dos cerrados da Bahia, Piauí, sul do Maranhão e
norte de Goiás). (AB’SÁBER, 1974).
Como entender que numa faixa de latitudes subequatoriais, tão próximas a superfícies
oceânicas quentes, tenha se instalado um bolsão anômalo de semiaridez?
2.2 As Razões da Presença do Semiárido no Brasil
A dinâmica climática dos espaços semiáridos brasileiro, especialmente no Sertão
Pernambucano, reveste-se de uma particular importância, pois encerra um elevado grau de
complexidade, decorrente da interação de sistemas atmosféricos originados em áreas remotas
e qualitativamente diferentes. O semiárido nordestino é uma consequência da circulação
atmosférica e não simplesmente do resultado das influências topográficas e do efeito de
continentalidade ( JATOBÁ, SILVA e GALVÍNCIO, 2017).

As razões da presença do semiárido no Nordeste brasileiro prendem-se basicamente à
circulação atmosférica, em especial, e à topografia. Num trabalho clássico da Geografia Física
brasileira, intitulado “Introdução à Morfoclimatologia do Nordeste do Brasil”, elaborado, em
1963, por Gilberto Osório de Andrade e Rachel Caldas Lins, foi levantada, pela primeira vez,
a hipótese das relações entre o deserto do Kalahari e o semiárido nordestino. Vejamos o que
afirmavam então aqueles autores:
“No Nordeste Oriental o que persiste durante todo o ano é o ar límpido, estável, dos alísios
de SE, com baixo teor de umidade relativa, que dá as estreladas noites transparentes do
Sertão. Esses alísios austrais têm como centro propulsor a célula de altas pressões
subtropicais do Atlântico Sul, estabelecida aí pelos paralelos de 35 a 40: centro que gira em
sentido contrário ao dos ponteiros dum relógio, projetando ventos em todas as direções do
circuito. Do flanco oriental da célula, secante ao deserto sulafricano de Kalahari, provêm os
alísios de SE, que sopram em direção ao Equador crescentemente desviando-se para a
esquerda. Absorvem, no percurso, umidade fornecida por evaporação oceânica; mas viajam,
também, sobre uma superfície cada vez mais quente, de sorte que se vão aquecendo ao
mesmo tempo pela base e a umidade relativa mantém-se sempre baixa. O Nordeste Oriental
é o domínio, dessarte, duma projeção transatlântica da mesma atmosfera que responde pelo
deserto do sudoeste africano. Propuzemos denominar essa projeção de “ar calaariano”, a
exemplo do “ar saariano” dos meteorologistas boreais, que transpõe o Mediterrâneo durante
o verão europeu”. (ANDRADE e LINS, 1965).
Posto dessa maneira, o semiárido nordestino é fruto do estabelecimento permanente na
Região de uma massa de ar “tépida” estável e, portanto, seca. Essa massa foi denominada pelos
mencionados autores, com muita propriedade, de “Tépida Kalahariana”. Infelizmente, por
razões que desconhecemos, o esquema teórico proposto por Gilberto Osório e Rachel Caldas
Lins não foi popularizado pelos livros didáticos, permanecendo, a despeito de sua validade,
desconhecido do grande público que lida com a Geografia. Por outro lado, ficou consagrada a
denominação “massa de ar Equatorial Atlântica”, dada por outros autores, para designar um
sistema atmosférico que não é equatorial, e que, portanto, não poderia definir o semiárido
nordestino.
No que concerne às influências topográficas na definição do espaço semiárido nordestino,
precisa-se ressaltar a participação do “Planalto” da Borborema e das depressões sertanejas.
Esse compartimento regional de relevo é o conjunto de grandes e pequenos maciços residuais
não raro muito descontínuos que foram realçados por obra de sucessivos aplanamentos
embutidos e deixados, por fim, eminentes sobre a geral superfície pliocênica2
que cinge o
núcleo por quase todos os quadrantes ( ANDRADE e LINS, 1965)
O “Planalto” da Borborema, disposto transversalmente aos fluxos dos ventos alísios,
provoca uma ascensão do ar a barlavento, ocasionando, na fachada leste, uma maior
precipitação.
A barreira topográfica da costa oriental força os alísios de SE-E a se elevarem; resfriam-se
adiabaticamente, porisso, com resultado locais de condensação e instabilidade. Em vertentes
mesmo baixas, como se sabe ⎯ e isso é particularmente enfático nas regiões quentes e
úmidas ⎯ o ar que se eleva das áreas vizinhas atinge o ponto de saturação em altitudes tanto
mais reduzidas quanto mais carregada esteja de vapor d’água; essa carga maior de umidade
específica ocorre, na costa oriental, durante o outono-inverno quando são assíduas as
2
Posteriormente, Andrade (1968) considerou essa superfície geral como tendo a idade plio-pleistocênica.

descargas da FPA; em qualquer fase do ano, porém, produzem-se aqueles efeitos de
condensação na camada inferior da TK (ANDRADE e LINS, 1992).
Em alguns trechos dos maciços residuais do “Planalto” da Borborema, as altitudes excedem
900m ( JATOBÁ, SILVA e GALVINCIO, 2017), conforme pode ser visto na Figura 9.
Fonte-Jatobá, Silva e Galvíncio, 2017.
Nas depressões sertanejas surgem os espaços mais secos do Nordeste brasileiro em face
do aquecimento adiabático do ar e o baixo nível altimétrico da camada de inversão dos alísios,
como uma resposta à estrtura vertical da circulação atmosférica. Os exemplos clássicos desse
fato as depressões de Patos e de Cabaceiras, no Estado da Paraíba.
Um fato marcante da estrutura vertical desses referidos ventos é a existência de duas
camadas de ar qualitativamente distintas, ou seja, uma camada mais superficial que em
alguns casos é tépida e úmida e uma outra camada mais elevada subsidente seca e aquecida.
Ambas encontram-se separadas por uma superfície de descontinuidade conhecida como
camada de inversão dos alísios. O movimento subsidente do ar dos alísios em altitude
aumenta a temperatura e reduz a umidade relativa do ar. Como consequência desse fato, que
por sinal irá refletir na atmosfera do Nordeste brasileiro semiárido, dá-se a dissipação das
nuvens e o impedimento do crescimento vertical destas. Belculfiné e Alonso (1979)
analisaram a estabilidade das nuvens sobre o Nordeste brasileiro e concluíram que a
incidência maior de nuvens no Nordeste semiárido corresponde às nuvens quentes, ou seja,
aquelas cujo topo não alcança a isoterma de 0°C. Isso sugere uma interferência da
temperatura verificada na altitude da camada de inversão dos alísios sobre a atmosfera da
região em apreço. (...) Nos maciços residuais, ou seja, aqueles compartimentos de relevo
mais elevados em terrenos cristalinos, a altitude força a subida da camada do ar tépido
Kalahariano, uma expansão e um resfriamento adiabático do ar. A camada de inversão vai
para níveis mais altos permitindo que se desenvolvam nuvens nimbos e nimbos estratos que
se dissolvem em chuvas orográficas nos brejos de altitude e de exposição. Contudo, esse
mesmo ar, ao se deslocar em direção à depressão sertaneja, terá a camada de inversão
novamente descendo, evitando o crescimento vertical das nuvens e contribuindo

sobremaneira para a instalação de espaços semiáridos, como é o caso do município de
Petrolina-PE. (JATOBÁ, SILVA e GALVÍNCIO, 2017, p. 142 - 144).
Um outro exemplo significativo dos efeitos topográficos da exposição e subexposição
aos fluxos de ar úmido no Nordeste brasileiro foi apontado por ANDRADE e LINS (1966).
Trata-se do caso Arcoverde e Buique, ambos no Estado de Pernambuco (Figura 10). Nessa
figura observam-se os fluxos dos alísios de SE, atingindo o brejo de exposição de Serra das
Varas, cujos valores altimétricos excedem os 900m, na Borborema. A situação se repete no
brejo de Mimoso, outro brejo de exposição do Estado de Pernambuco. Esses fluxos de ar
sofrem subsidência, após galgarem os maciços residuais, ao se deslocarem para a Depressão
Sertaneja, na qual se restabelece a condição meteorológica de estabilidade atmosférica.
Para uma comparação, contudo, dos efeitos de barlavento e sotavento alí contíguas
(Arcoverde e Buique), pode ser tomado como padrão o pluviograma de Buique, cujo posto
meteorológico registra os regimes de chuvas responsáveis pelo brejo da Serra do Cabo do
Campo: brejo ecologicamente semelhante ao da serra das Varas, 25 km a sudoeste na mesma
escarpa granítica e, como este, possibilitado pela mesma incursão dos alísios que remontam
o Ipanema. Enquanto as chuvas a barlavento em Buique elevam a média anual a 1.496,9
mm, em Arcoverde, a sotavento da escarpa a taxa registrada é de 538,8 mm, apenas
(ANDRADE e LINS, 1966, p. 8).
Figura 10. Ilustração da situação dos municípios de Arcoverde e Buique (PE) quanto aos efeitos de
barlavento e sotavento.
Fonte: ANDRADE, 1966.

Em diversos outros maciços residuais do semiárido brasileiro, em particular no Estado
de Pernambuco, esses efeitos de barlavento e sotavento se replicam rotineiramente, gerando
unidades geoecológicas de paisagens, as “ilhas de umidade”.
2.3 - A Circulação Atmosférica e os Regimes
Pluviométricos
A circulação atmosférica corresponde a um dos mecanismos responsáveis pela
redistribuição da energia solar recebida pela superficie terrestre. Essa circulação pode ser, em
princípio, subdividida em: circulação geral e circulação secundária.
A circulação geral diz respeito aos grandes sistemas atmosféricos, que cobrem vastas
áreas do planeta, conhecidos como massas de ar. A circulação secundária, por seu turno,
engloba modificações verificadas no seio das massas de ar ou no confronto destas. Os ciclones,
as ondas de leste e as frentes são exemplos de componentes da circulação secundária.
A Região Nordeste do Brasil, particularmente o seu espaço semiárido, tem uma
circulação atmosférica extremamente complexa. Sobre a baixa atmosfera nordestina atuam
massas de ar equatoriais, tropicais e polares, além das ondas de leste, e a Zona de Convergência
Intertropical.
Para a plena compreensão da dinâmica dos sistemas atmosféricas que agem na Região,
faz-se necessário um breve comentário sobre os chamados “centros de ação”
Os centros de ação apresentam-se representados, no caso em apreço, por dois
anticiclones semifixos. Os anticiclones semifixos são, respectivamente, o centro de Altas
Pressões do Atlântico Norte, e o centro de Altas Pressões do Atlântico Sul (Figura 11).
Num centro de altas pressões o ar é divergente e descendente e, assim, se estabelece uma
situação de “ar estável”, seco. No sistema anticiclônico, os valores maiores de pressão
atmosférica dispõem-se na parte central.
O anticiclone do Atlântico Sul é, sem dúvida, o elemento mais destacado do controle
climático do Nordeste brasileiro. É dele que partem os alísios de SE-E que vão responder pelas
condições climáticas dominantes na Região.

Figura 11. Os centros de ação que comandam a circulação atmosférica atuante sobre o Nordeste brasileiro.
A1- Anticiclone do Atlântico Norte (Anticiclone dos Açores), A2- Anticiclone Semifixo do Atlântico Sul. As
setas indicam a direção média dos fluxos dos alísios boreais e austrais.
Fonte- Elaborado por Lucivânio Jatobá, 2019. Imagem cartográfica extraída do Google Earth.
Charles G. Markham (1979) já chamava a atenção dos pesquisadores da área da
Climatologia para as interferências desse anticiclone ( do Atlântico Sul) sobre o Nordeste
brasileiro.
“A célula de alta semipermanente do Atlântico Sul apresenta-se como o principal controle
climático para o Nodeste do Brasil, quase continuamente sob sua influência. O ar seco desta
célula aproxima-se mais do Equador do que de costume alhures no mundo, numa reação às
temperaturas mais frias do que o normal no oceano sobre o qual circula. A isoterma média
de 24C da superfície do mar se acha cerca de 1000 km mais próxima do Equador, no
Atlântico Sul do que no Atlântico Norte” (MARKHAM, 1972, p.19).
Do Anticiclone do Atlântico Norte, com centro na área dos Açores, aproximadamente,
partem os fluxos dos alísios boreais de NE que vão alimentar a Zona de Convergência
Intertropical (ZCIT). Esta zona depressionária é alimentada também pelos alísios austrais.
Voltando à questão da Circulação Geral, podem ser lembrados alguns conceitos
referentes a massa de ar e que são de fundamental importância ao ensino de Climatologia do
Nordeste brasileiro.
Massa de ar pode ser definida como blocos de ar de grandes dimensões individualizados
na troposfera. A individualidade de cada uma delas é estabelecida toda vez que, permanecendo
sobre uma área terrestre ou marinha de considerável extensão, onde as condições geográficas
sejam relativamente uniformes e a circulação do vento mantenha-se bastante reduzida para

permitir uma relativa constância dos estados atmosféricos, o ar incorpora propriedades físicas
particulares correlatas com as condições do meio natural regional ( ANDRADE e LINS, 1992).
As massas de ar que atuam na baixa atmosfera nordestina são: 1) Massa Equatorial
Continental ( mEC), 2) Massa Tépida Kalahariana ( mTK), e 3) Massa Tropical Atlântica
(mTA).
A massa Equatorial Continental (mEC) é formada sobre a porção centro-ocidental da
Amazônia. É gerada sobre a área de maior umidade relativa da América do Sul, a hiléia
amazônica, ou seja, numa região reunindo condições de temperatura e de umidade bastantes
(médias térmicas anuais de 24 a 25C; umidade relativa de 85 a 95%) para individualizar uma
massa de ar que, de origem continental embora, tem propriedades “marinhas” de ar quente e
nevoento (ANDRADE e LINS, 1992, p.11). A massa EC dilata-se no verão austral atingindo
assim a porção ocidental da Região Nordeste, chegando no Estado de Pernambuco até
aproximadamente o meridiano que atravessa Arcoverde. Esse sistema atmosférico é
responsável pelo regime de chuvas de verão (w) do clima BShw do semiárido nordestino.
As massas Tépida Kalahariana (mTK) e Tropical Atlântica (mTA) formam-se no
Anticiclone Semifixo do Atlântico Sul. A primeira origina-se no flanco oriental do referido
centro de altas pressões, enquanto que a segunda define-se na parte norte do anticiclone.
ANDRADE e LINS(1992) explicam as diferenças entre ambas.
O remoinho anticiclone do atlântico Sul é sinistrógiro, isto é, animado de movimentos
contrários aos dos ponteiros dum relógio, de sorte que os ventos dele procedentes tomam
diversas direções conforme os setores celulares dos quais derivam. O ar tépido calaariano
provém do flanco oriental do anticiclone, ou seja, do setor que, no inverno, dilata-se sobre
o deserto do Kalahari; enquanto isso, o setor setentrional de onde provém o ar tépido
atlântico é o oceânico sempre. Daí resulta, aliás, que de longe da “fonte” as propriedades
físicas e as estruturas dessas duas massas já diferem um pouco entre si. A mTA tem
propriedades marinhas muito mais categóricas; além disso, enquanto nele a camada de
inversão está a mais de 500m de altitude na região marinha de origem, no deserto de Kalahari
essa camada da TK jaz ao nível do solo”. (ANDRADE e LINS, 1992, p,12).
A massa de ar Tépida Kalahariana não é responsável por nenhum regime de chuvas, mas
pela ocorrência de semiaridez no Nordeste brasileiro. Trata-se de um ar estável. A estabilidade
desse ar é definida por uma zona de inversão, ou seja, a parte inferior é “tépida”e úmida e a
superior quente e seca. Quanto mais baixa se encontra essa camada de inversão mais estável e
seco será o ar, assunto anteriormente esquadrinhado.
Andrade e Lins (1992) analisam com muita propriedade essa camada de inversão tão
importante para a definição do andamento do tempo do semiárido nordestino:
A estabilidade da TK é assegurada por uma camada de inversão que permanece o ano inteiro.
Esse gradiente negativo tolhe o desenvolvimento vertical das nuvens e os alísios de SE-E
são dessarte compostos de duas camadas sobrepostas, uma inferior fresca e úmida e uma
superior quente e seca. O ar que essa estrutura mantém límpido transporta através do
Atlântico até o Nordeste condições climáticas de aridez que prevalecem enquanto a mesma
estrutura se conserva. O plano de inversão eleva-se desde o nível do solo, no Kalahari, até
mais de 2000m na zona subequatorial, de modo que em todo o percurso oceânico dos alísios
a temperatura do ar aumenta com a altura (gradiente negativo) e a umidade relativa diminui.

Acontece, porém, que nada obstante a camada de inversão seja crescentemente espessa da
costa africana até o saliente nordestino, o gradiente é enfraquecido progressivamente ao
mesmo tempo. Disso resulta que, ao atingirem os alísios o litoral, sua estabilidade muitas
vezes mantém-se como condicional apenas, porque as duas camadas já se encontram em
equilíbrio indiferente ( ANDRADE e LINS, 1992).
Um interessante fenômeno pertencente à circulação atmósferica secundária ocorre no interior da TK e
da TA provocando uma notável ascensão da camada de inversão em pauta. São as Ondas de Leste (Figura
12), responsáveis por fortes aguaceiros na parte oriental do Nordeste, no outono-inverno, chegando às vezes
até o início do semiárido, o Agreste Central e o Agreste Setentrional. Essas ondas resultam de um fenômeno
complexo, eminentemente tropical, que implica no desaparecimento, às vezes, da camada de inversão dos
alísios. Elas se individualizam sobre o Atlântico, entre a África e o Brasil.
NIMER (1977) assim se refere a esse fenômeno:
De qualquer forma não há dúvida que tais fenômenos de perturbação ocorrem no seio dos
anticiclones tropicais sob a forma de “ondas” que caminham para W, constituindo-se numa
espécie de “pseudofrentes,” sobre as quais desaparece a camada de inversão térmica
superior, o que permite a mistura do ar das duas camadas horizontais dos alísios e,
consequentemente, chuvas mais ou menos abundantes anunciam a sua passagem (NIMER,
1977, p. 56)
Figura 12. Onda de leste atingindo a parte oriental de Pernambuco, em 18 de junho de 2010
Fonte: Imagem extraída de MACHADO, NOBREGA, OLIVEIRA e ALVES, 2012.
No tocante à circulação atmosférica secundária, temos que salientar a participação, além
das ondas de leste, da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e da Frente Polar Atlântica.
A Zona de Convergência Intertropical ( Figura 13) corresponde à área de baixas pressões
equatoriais para onde convergem os alísios boreais e austrais. Trata-se de sistema atmosférico
caracterizado pelos movimentos convectivos ascendentes do ar que ocasionam a condensação
do vapor d’água e o surgimento de nuvens de grande desenvolvimento vertical(Cb). A ZCIT
estende-se na direção leste-oeste da África até a América do Sul. (Segundo Andrade:

A ZCIT acompanha as variações sazonais de latitude do equador térmico e isso manifesta-
se pelo deslocamento anual, para o norte e o sul do equador geográfico e começam a se
alastrar pela costa setentrional do Brasil a partir do Amapá. O alcance desse alastramento
inclui quase sempre a costa oriental do Nordeste ao sul do Cabo de São Roque e nos anos
de maior energia a instabilidade atmosférica generaliza-se em latitudes mais altas até além
da costa alagoana. No fim do outono austral (março, abril, maio), a ZCIT retrai-se para o
setentrião e logo depois do solstício de junho passa ao hemisfério norte, o verão boreal
(ANDRADE, 1977, p. 15).
Os anos de seca mais enfática no norte do semiárido nordestino verificam-se quando a
ZCIT não atinge latitudes mais ao sul do Equador. Assim, quando a ZCIT se dispõe, durante
a pré-estação chuvosa, em posições mais ao sul da sua posição média, definem-se condições
propícias à precipitação no semiárido nordestino. A posição latitudinal média da ZCIT é de
2,9 N, no mês de janeiro. Quando essa faixa de convergência assume valores próximas a essa
posição referida, tem-se um parâmetro favorável à ocorrência de chuvas de outono.
Figura 13. Posição da ZCIT em 04 de abril de 2019
Fonte: INPE
Os estudos climatológicos levados a efeito em diversas áreas do mundo (INPE, p. ex.)
vêm demonstrando que as variações na posição da ZCIT surgem como resposta à perturbação
de grande escala no Oceano Atlântico tropical e na atmosfera, que serão examinadas mais
adiante.
Serra e Ratisbonna (1942) demonstraram que o regime de chuvas na parte central do
Nordeste brasileiro é condicionado pelo movimento da ZCIT. Sugeriram, também, que os
episódios de secas intermitentes na área relacionam-se a uma posição da ZCIT mais ao norte
do Equador.
A Frente Polar Atlântica é uma superfície de descontinuidade gerada a partir do embate
das massas de ar Polar Atlântica (PA) e Tropical Atlântica (TA), ou seja um sistema
atmosférico extratropical. Essa frente fria age mais na costa oriental do Nordeste, podendo
atingir, também, o Agreste, acarretando pesados aguaceiros frontais no inverno.

Diante do exposto, pode-se dizer que no semiárido nordestino são encontrados os
seguintes regimes de chuvas: a) chuvas de verão, b) chuvas de verão-outono e c) chuvas de
outono-inverno.
As chuvas de verão são desencadeadas pela massa Equatorial Continental (EC) e Vórtices
Ciclônicos de Altos Níveis.
Essas precipitações da EC avançam no flanco ocidental pelo sul do Maranhão e do Piauí
(1.665 mm em Grajau, MA) reduzindo-se progressivamente para leste no BShw
pernambucano a oeste de Arcoverde (700 mm em Santa Maria da Boa Vista). Os anos em
que a diástole da EC processa-se com menor vigor são anos secos nas áreas de chuvas de
verão e particularmente secos, como é óbvio, nas BShw” (ANDRADE e LINS - 1992:39).
As chuvas de verão-outono são proporcionadas pelos avanços da ZCIT. As chuvas da
ZCIT produzem-se especialmente como pancadas d’água precedidas ou acompanhadas de
trovoadas. Essa massa introduz-se profundamente no Nordeste a partir da costa setentrional,
penetrando sobretudo as largas calhas dos rios que ali deságuam e superando mesmo os
grandes interflúvios, por ser de ar convectivo, isto é, de propagação não condicionada
eficazmente por linhas de relevo (ANDRADE e LINS. 1992). O subtipo climático do
semiárido que possui esse regime é o BShw’.
Finalmente o regime de chuvas de outono- inverno, que é produzido pela F.P.A. Ondas
de Leste e ZCIT. Define o subtipo climático BShs’. “Nessa área nordestina sob o regime de
chuvas de outono-inverno a sucessão fitogeográfica faz-se da floresta tropical pluvial perene
(Zona da Mata) para a floresta tropical pluvial semidecídua (mata seca) e daí para a mata já
decídua e/ou para a caatinga hipoxerófita do Agreste (BShs’), quando não do semiárido
vizinho da costa oriental, onde as chuvas ainda são de outono- inverno, como é o caso dos
Cariris Velhos paraibanos e da sua projeção em Pernambuco (Fazenda Nova)”. (ANDRADE
e LINS , 1992).
2.4 - O Fenômeno das Secas
Caracterização Geral
Do ponto de vista geográfico, o fenômeno da seca pode ser definido como uma situação
climática anormal dos regimes pluviométricos do semiárido nordestino que acarreta a falência
das safras agrícolas. Seca, no rigor léxico, significa estiagem, falta de umidade; A seca é um
fenômeno muito vasto, de natureza tanto física como econômica e social ( LISBOA, 1959)
Um dos grandes episódios de seca de 1877 a 1879 deixou um saldo, segundo registros
históricos, de 500.000 mortos no Estado do Ceará. Na década de 70 do Século XX ocorreram
três períodos de seca: 1970, 1976 e 1979. Este último, um dos mais severos de que se tem
notícia, prolongou-se até o ano de 1981, acarretando sérios prejuízos à frágil economia
regional.

A maior ocorrência das secas no Nordeste brasileiro se verifica nas áreas que apresentam
isoietas anuais entre 400 e 800mm. Contudo, nos Estados do Piauí e Ceará surgem secas nas
faixas com índices pluviométricos superiores a 800 mm/ano.
Desde o início do século, meteorologistas e climatologistas vêm procurando entender as
relações existentes entre fenômenos verificados em áreas distintas do Nordeste brasileiro e os
períodos de seca no Semiárido desta Região. Um dos primeiros autores a levantar essa hipótese
foi WALKER(1928). Este autor correlacionou fenômenos atmosféricos verificados em
Honolulu, Santa Helena e Rodésia com as estiagens nordestinas.
FERRAZ (1929) buscou uma correspondência entre os chamados ciclos solares e as
secas. EICKERMANN e FLOHN (1962) associaram o déficit de precipitações em Fernando
de Noronha e Angola com a corrente fria de Benguela.
Gilberto Osório de Andrade e Rachel Caldas Lins levantaram na década de 70 (1992)
uma outra hipótese para a instalação dos períodos secos no semiárido brasileiro. Vejamos o
que afirmam esses autores:
Mesmo como resultante geral, porém, dum enfraquecimento da circulação secundária - da
diástole da EC, das descargas da F.P.A. e do alastramento da ZCIT - uma seca não tem de
ser necessariamente um fenômeno generalizado em todo o polígono, nem se instalará sempre
neste com uma intensidade ainda que só relativamente uniforme; pode ocorrer em certas
áreas sem se manifestar sensivelmente noutras (...) Uma seca pode se fazer calamitosa no
Ceará, no oeste do Rio Grande do Norte e nos sertões ocidentais da Paraíba sem que nas
demais áreas do Nordeste Oriental seus efeitos alcancem o mesmo grau. Bastará, para isso,
que o alastramento da ZCIT seja mais eficazmente enfraquecido do que a expansão da EC e
do que a frequência energia da F.P.A. Se as precipitações da ZCIT falham no tempo próprio,
passarão dezoito meses, antes que possam sobrevir as chuvas do verão-outono imediato. (...)
Se a diástole da EC é, em vez disso, principalmente tolhida, o flagelo assumirá especial
gravidade na depressão Sanfranciscana, atenuando-se contudo nas áreas de interferência
dessa massa com as chuvas da ZCIT e da F.P.A. “ (ANDRADE e LINS. 1992:, p. 42-43).
É provável que a fase de intensa atividade solar relacione-se com um impedimento da
entrada na atmosfera nordestina, em particular, de partículas cósmicas que funcionariam como
“núcleo de condensação” e formação de massa de nuvens. Essa hipótese carece de um estudo
mais verticalizado no domínio da Astrofísica. (JATOBÁ, SILVA e GALVÍNCIO, 2017)
As Interações Oceano-Atmosfera e as Secas no Nordeste Brasileiro
As interações oceano-atmosfera são da maior importância para a definição das condições
climáticas de algumas áreas continentais. A expansão dos climas secos durante o Quaternário,
no território brasileiro, por exemplo, foi muito influenciada por baixas temperaturas
verificadas na superfície do Atlântico Sul. O geógrafo Aziz Nacib Ab’Sáber dedicou um
importante estudo, hoje um clássico da literatura geomorfológica brasileira, a esse tema,
intitulado “Espaços ocupados pela expansão dos períodos glaciais quaternários”. Nesse
trabalho, o referido autor afirma que no conjunto da América do Sul, por ocasião dos períodos
glaciais e de correntes frias orientais estendidas - provocadoras da expansão e ampliação geral

das condições secas - predominavam formações abertas de diferentes tipos, sobre as grandes
massas florestais atualmente conhecidas. Damuth e Fairbride ( 1970 ) asseguraram que o
avanço considerável da corrente fria de Falkland contribuiu para o avanço do clima seco
brasileiro durante o último período glacial ( Wisconsin).
Inúmeros trabalhos produzidos em importantes centros de análise meteorológica do
mundo e publicados nos últimos anos vêm demonstrando que modificações nas temperaturas
das porções mais superficiais dos oceanos provocam sensíveis mudanças na intensidade e
posição das chamadas zonas de convergência. Nessas zonas há um grande desenvolvimento
de nuvens do tipo cúmulo-nimbo (Cb), nimbos e cúmulos que, como se sabe, provocam fortes
chuvas. Sobre a atmosfera sulamericana definem-se três zonas de convergência: A Zona de
Convergência Intertropical (ZCIT), a Zona de Convergência do Pacífico Sul (ZCPS) e a Zona
de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS e F.P.A.), conforme a Figura 13.
Figura 13. Principais zonas de convergência que agem na América do Sul. 1- Zona de Convergência do
Atlântico Sul; 2- Zona de Convergência do Pacífico Sul e 3- Zona de Convergência Intertropical.
Definem-se anomalias térmicas da superfície marinha (ATSM) como sendo desvios das
médias mensais consideradas pelo “Climate Analysis Center” do Serviço Meteorológico dos
Estados Unidos. Essas anomalias podem ser positivas ou negativas, conforme fiquem acima
ou abaixo das médias mensais, respectivamente.
Quando se configuram ATSM+, ocorrem os seguintes fatos: aquecimento basal da massa
de ar estabelecida sobre o oceano considerado, aumento da convecção e precipitacões
abundantes. Por outro lado, quando se configuram ATSM- verificam-se: resfriamento do ar,
subsidência do ar e aumento da pressão atmosférica, estabilidade do ar e diminuição da
precipitação.

Os meteorologistas MARKHAM e MCLAIN (1977) e HASTENRATH e
HELLER(1977) explicaram as chuvas de janeiro, fevereiro e março em Fortaleza e
Quixeramobim (CE) a partir das correlações estabelecidas com as ATSM. Os referidos autores
identificaram as seguintes relações: nos anos chuvosos, ocorriam ATSM+ no Atlântico Sul e
ATSM- no Atlântico Norte. Os anos considerados secos apresentavam ATSM+ no Atlântico
Norte e ATSM- no Atlântico Sul.
MOURA e SHUKLA (1980), com base nos trabalhos dos autores há pouco referidos e
mediante alguns experimentos de circulação geral, propuseram um possível mecanismo para
a ocorrência de grandes secas no Nordeste, levando em conta o estabelecimento de uma
circulação termicamente deserta sobre a Região.
Um possível mecanismo dinâmico, responsável pela ocorrência de secas no Nordeste do
Brasil, é a existência simultânea de uma fonte quente e de um sumidouro frio ao norte e ao
sul do equador, respectivamente. A circulação dinâmica regional associada com este
forçamento térmico produzirá movimento ascendente e vorticidade ciclônica em baixos
níveis ao sul do equador, sobre o Nordeste e a região oceânica adjacente a ele” (MOURA e
SHUKLA, 1980, p. 7).
Em síntese, quando no Atlântico Norte tropical originam-se ATSM+, a pressão
atmosférica, na área, decai e os alísios de NE ficam mais fracos. E se no Atlântico Sul tropical
estabelecem-se ATSM-, a pressão atmosférica sobe (fortalecimento do Anticiclone do
Atlântico Sul) e os alísios de SE ficam bem mais enérgicos. A consequência principal disso é
que a ZCIT não migra com tanta energia para o sul, ocorrendo, então, secas no Nordeste
brasileiro.
O Oceano Pacífico Tropical também exerce considerável influência sobre a pluviosidade
do Trópico Semiárido brasileiro. Nessa massa oceânica dois fenômenos relacionados a ATSM
contribuem para que ocorram chuvas acima da média ou secas na área em apreço. Estamos
nos referindo aos fenômenos “La Niña” e o “El Niño.”
O fenômeno “la Niña” ou anti-“el niño” está relacionado às anomalias térmicas da
superfície marinha negativas ocorridas no Pacífico Equatorial. Na época em que ele se
desenvolve acontecem, em geral, os seguintes fatos: fortalecimento do Anticiclone do Pacífico
Sul, fortes ventos alísios no Pacífico, deslocamento da ZCIT, com maior intensidade, para o
sul e pluviosidade acima da média na Região Nordeste (semiárido).
O ano de 1988 apresentou, com uma certa intensidade, o fenômeno “La Niña”, no
Pacífico Equatorial e leste. As ATSM- naquela área, mostravam-se com valores de até -3C.
As consequências desse evento foram: 1) diminuição da convecção sobre as partes central e
oriental do Pacífico, 2) precipitações acima da média em quase todo o Nordeste brasileiro (em
Salgueiro, no Sertão pernambucano, 345 mm de chuvas acima da média), 3) a ZCIT deslocou-
se rapidamente para o sul, proporcionando chuvas de outono fortes na parte setentrional do
Nordeste brasileiro.
O fenômeno “El Niño” significa um aquecimento anormal das águas de superfície do
Pacífico Equatorial. Ele é produzido em intervalos irregulares em conjugação com a Oscilação

Sul, daí ser referido na literatura climatológica como ENOS(El Niño-Oscilação Sul). A
Oscilação Sul, por outro lado, diz respeito às flutuações de grande amplitude da pressão
atmosférica entre o Pacífico tropical sul-oriental e ocidental. Em outras palavras, quando a
pressão atmosférica sobe no anticiclone centrado na Ilha de Páscoa, decresce no sistema de
baixas pressões localizado sobre a Indonésia e norte da Austrália e vice-versa.
O índice de Oscilação Sul é calculado através da relação entre a pressão atmosférica no
Pacífico Ocidental e aquela quantificada no Pacífico Oriental. Diz-se que esse índice é positivo
quando essa diferença leste-oeste é mais alta do que o normal, e negativo na situação inversa.
O episódio “El Niño” configura-se quando o índice de oscilação sul chega a atingir o seu
valor mínimo.
O fenômeno ENOS acarreta inúmeras consequências para o território brasileiro: chuvas
abaixo da média no leste da Amazônia e Nordeste, chuvas bem acima da média na Região Sul
e bloqueios na Zona de Convergência do Atlântico Sul.
Com relação ao Nordeste brasileiro, o fenômeno ENOS causa uma subsidência do ar
sobre a área semiárida, dificultando, assim, a convecção e as precipitações.

3
A ESTRUTURAÇÃO DO RELEVO
O relevo terrestre é um dos principais componentes das paisagens de qualquer
área emersa. Corresponde ao conjunto de reentrâncias e saliências que caracterizam a
epigeoesfera. Na superfície terrestre observam-se numerosas unidades de relevo que são
determinadas por uma complexa interação dialética entre fenômenos tectônicos, litológicos e
erosivos/ deposicionais. Há áreas da epigeoesfera em que se notam maiores influências
tectônicas; outras exibem formas de relevo muito mais controladas pela massas rochosas (
litologia), enquanto há locais, às vezes de amplas extensões, nos quais os climas e suas
variações ao longo da história geológica regional esculpiram paisagens singulares, arrasadas
por prolongadas fases cíclicas de erosão.
Pode-se separar, assim, as interferências estruturais e morfoclimáticas na morfogênese
do relevo terrestre, particularmente aquele existente no Trópico Semiárido brasileiro.
3.1 - As Interferências Estruturais
Os compartimentos de relevo constituem o objeto de estudo da Geomorfologia. Eles
resultam de uma luta de contrários estabelecida entre os agentes endógenos e os agentes
exógenos, além da contribuição dos fatores litológicos.
Os fatores estruturais que interferem na morfogênese do relevo terrestre abrangem, dentre
outros, os seguintes fenômenos: epirogênese, orogênese, disposição das rochas, diferenças
litológicas, falhas, fraturas e dobras.
A epirogênese corresponde a amplos movimentos lentos e prolongados de extensas áreas
continentais. Esses movimentos podem ser positivos ou negativos e, em geral, são uma
resposta a fenômenos isostáticos ocorridas numa ampla massa continental, em áreas
cratônicas. O movimento epirogenético positivo forma planaltos soerguidos e regressões
marinhas, enquanto a epirogênese negativa corresponde à subsidência de áreas continentais ,
especialmente em bacias sedimentares ou sinéclises.
A orogênese pode ser vista como uma deformação episódica e irreversível de uma porção
da crosta terrestre, com manifestação no relevo através de montanhas dispostas em zonas
alargadas com límites definidos. (HUBP-1989). Pode ser entendida, também, como um
conjunto de processos de natureza geológica que resultam na formação de um orógeno ( cadeia
de montanhas), fruto de uma tectônica compressional de placas litosféricas ( Cordilheira dos
Andes, Montanhas Rochosas, Himalaia etc).
A disposição das camadas rochosas responde por determinados tipos de relevo, ditos
morfoestruturas tabulares inclinadas. Na periferia de uma bacia sedimentar, por exemplo, as

camadas rochosas dispõem-se de forma bastante inclinada, dando condições à formação de
cuestas.
As diferenças litológicas vão definir processos particulares de erosão conhecida como
“erosão diferencial”. Essa erosão é por demais seletiva, fazendo-se mais eficaz em litologias
menos resistentes. Em bacias sedimentares, as diversas camadas rochosas empilhadas
constituem o mais notável condicionante dos processos de erosão diferencial.
As falhas e fraturas resultam da ação do tectonismo ruptural ou quebrantável que se faz
presente sobretudo em terrenos dos escudos rígidos. As fraturas e as falhas respondem, muitas
vezes, por compartimentos de relevo particulares e de grande expressão.
As dobras decorrem do tectonismo plástico e correspondem a ondulações que se
formam nas rochas que têm uma direção preferencial.
3.1.2 - A Reativação Wealdeniana
Em 1967, o geólogo Fernando Flávio Marques de Almeida denominou de “Reativação
Wealdeniana da Plataforma Brasileira o evento tectônico de grande importância iniciado no
fim do Jurássico, responsável por notáveis consequências geomorfológicas no território
brasileiro e em especial na Região Nordeste. Atualmente, os geólogos preferem denominar o
fenômeno tectônico em tela de “Evento Sul-Atlantiano”, em substituição à denominação
empregada por ALMEIDA.
A Reativação Wealdeniana foi um fenômeno geológico que pode ser considerado como
tectônico ruptural de grande magnitude da crosta terrestre, onde se achava delineado o antigo
continente de Gondwana. A Teoria da Tectônica de Placas explica bem as causas e os
mecanismos desse dinamismo crustal.
Em face da Reativação Wealdeniana, o Nordeste do Brasil sofreu vários eventos
magmáticos intrusivos e extrusivos responsáveis pela gênese de inúmeros tipos litológicos e
por repercussões morfoestruturais notáveis.
Existem, no território nordestino, diversas evidências dessa reativação, tais como:
- superimposição da drenagem;
- epirogênese regional;
- começo dos processos de circundesnudação nas áreas periféricas das principais bacias
sedimentares ( Bacia do Meio Norte, p.ex.);
- alinhamento de grandes rios;
- blocos rebaixados e elevados ao longo de falhas;
- alinhamentos quase retilíneo da cuesta da Ibiapaba;
- caimento geral das superfícies aplainadas em direção ao
rio Parnaíba ( Figuras 14 e 15).

Figura 14. Cuesta da Ibiapaba
Fonte- Google Earth
Figura 15. Alinhamentos de rios no Agreste Central de Pernambuco. Esses vales tectônicos cenozoicos
podem ter sido uma decorrência de remobilização dos terrenos motivada pela Reativação
Wealdeniana.
Fonte: Carta SC-24-X-B-III-1, EMBRAPA

A Reativação Wealdeniana encerra-se no Pleistoceno, deixando, no seu rastro, excelentes
exemplos das influências da estrutura sobre a morfogênese do relevo no Nordeste brasileiro.
3.2 - Os Processos Morfoclimáticos e as Superfícies de Erosão
Os processos erosivos produzidos por mudanças climáticas, com as interferências
tectônicas, acarretaram a elaboração de diversas superfícies de erosão no território nordestino.
O relevo dessa porção do território brasileiro foi elaborado ao longo do Cenozóico.
Admite-se, atualmente, que durante esta era geológica o mundo tropical foi atingido por
grandes mudanças climáticas de caráter cíclico. Os processos erosivos desencadeados no
Cenozóico foram reconhecidos, no Brasil, pela análise das superfícies de erosão e dos
depósitos correlativos (BIGARELLA e MOUSINHO - 1965).
No Nordeste brasileiro, Bigarella e Andrade (1964), examinando os aspectos texturais e
mineralógicos dos sedimentos que compõem o Grupo Barreiras, concluíram que, durante as
épocas da elaboração de duas superfícies de erosão (pediplanos) ao longo do Plioceno e
Pleistoceno, dominaram “condições climáticas tropicais rigorosas”, caracterizadas por pesados
aguaceiros concentrados num curto período anual, na área fonte.
Dois grupos alternantes de processos erosivos parecem ter acontecido no Nordeste
brasileiro: 1) processos de degradação lateral, que implicariam na formação de pedimentos e
pediplanos ( Figura 16) e 2) processos de dissecação ou de erosão linear (17).
Figura 16. Vertente pedimentada no município de Pombos, no limite entre a Zona da Mata e o Agreste
Pernambucano.
Fonte: Alineaurea Florentino Silva, 2019
Os processos de degradação lateral provocaram o recuo das vertentes por pedimentação,
dando condições à elaboração de superfícies de erosão planas e ligeiramente inclinadas
(pediplanos). Tais processos foram levados a efeito quando das fases de clima tropical severo

ou “fases pluviais”. Num estágio avançado dos prolongados processos erosivos no domínio
morfoclimático de ambientes secos, os pedimentos coalescem, originando um pediplano. Os
pediplanos, feições de relevo bem características do ambiente semiárido brasileiro, são
superfícies com declive quase nulo em todos os sentidos; assim o diz Derruau ( 1966). No
entanto, no Nordeste brasileiro, os pediplanos elevam-se da área costeira para o interior do
continente e, no interior das bacias hidrográficas, erguem-se do coletor principal para os
divisores. Não se pode admitir, porém, a consumação de um pediplano verdadeiro senão sob
a ação de condições climáticas que permitam processos intensos de erosão areolar que
superam os de erosão linear, isto é, o escavamento dos talvegues (dissecação linear).
Os processos de dissecação linear agiram nas épocas em que os climas flutuaram em
direção ao úmido. Com efeito, é inegável que a vegetação expôs um semblante mais vigoroso,
o que é regra em formações vegetais que refletem clima quente e úmido; houve a instalação
de regolito mais profundo em virtude do intemperismo químico mais intenso. Os indícios mais
significativos dessas flutuações climáticas no Nordeste brasileiro são os pediplanos
dissecados ( Figura 17), os níveis de terraços escalonados e a mamelonização extensiva na
parte oriental da região.
Figura 17, Pediplano dissecado, sul do município de Vitória de Santão Antão (PE)
Fonte- Alineaurea Florentino Silva, 2016
As superfícies de erosão observadas no Nordeste brasileiro foram estudadas por diversos
autores. Mabesoone e Castro (1975) sintetizaram os estudos sobre as fases de desenvolvimento
dessas superfícies, assinalando as feições geomórficas e as denominações que lhes foram dadas
por KING (1956), DRESCH (1959), DEMANGEOT (1959) e BIGARELLA e AB’SÁBER
(1964).
Três superfícies de erosão, denominadas por Bigarella e Andrade(1964) de Pd3, Pd2 e
Pd1, juntamente com os dois níveis de pedimentos P2 e P1 ( Figura 18) , são facilmente

identificadas na Região. Essas superfícies de erosão são pediplanos elaborados, portanto, por
processos de pedimentação.
Figura 18. Vertentes pedimentadas entre Pesqueira e Poção (PE)
Fonte- Alineaurea Florentino Silva, 2019
Os processos que dão origem aos pedimentos são denominados de pedimentação, como
antes referido. Dentre esses processos destaca-se o “sheet flood”, devido seu grande poder
erosivo, tendo em vista os elementos grosseiros transportados e a sua grande velocidade. Lins
(1973), referindo-se a esse assunto, conclui que:
Se as condições semiáridas prolongam-se por tempo bastante dilatado, a pedimentação
alastra-se, desmonta ou rebaixa os interflúvios e mesmo divisores d’água e, desse modo,
dilata-se e consuma-se um pediplano resultante, portanto, da coalescência de pedimentos.
Se, porém, essa evolução se processa num período relativamente curto, ocorre apenas a
pedimentação, sob a forma de níveis de erosão confinados nos vales fluviais (LINS, 1973,
p. 2016)
O pediplano Pd3 é o mais antigo dos pediplanos nordestinos. Lester King, anteriormente,
denominou-o de “Superfície pós-Gondwana”. Sua idade, ao que se presume, é Terciário Médio
(Oligoceno).
O Pd3, um dos testemunhos dos aplanamentos antigos ocorridos no Brasil, corresponde
à superfície de cimeira, que, em vários quadrantes do território nacional, se situa em níveis
altimétricos diversos, como consequência das injunções de diferentes estilos e intensidades
dos fenômenos tectônicos que a soergueram após a sua conclusão ( Figura 19). Essa superfície
de erosão trunca indistintamente terrenos fanerozoicos e pré-cambrianos. No Nordeste
brasileiro, os restos dessa antiga superfície de erosão são observados numa cota superior a
1000 m.
A segunda superfície de erosão que ocorre na Região é o Pd2. Segundo ANDRADE
(1968), Pd2 desenvolveu-se às custas do Pd3 em face de movimentos tectônicos que exaltaram
esta superfície de erosão durante o Plioceno. A extensão ocupada pelo Pd2 é
consideravelmente superior à correspondente ao Pd3. Os seus remanescentes dispõem-se num
nível altimétrico médio entre 700 - 800 m. No topo das formações sedimentares da Bacia do

Jatobá, cingindo o que restou do Pd3, avistam-se, também, retalhos do Pd2. Todos esses restos
do Pd2 ostentam-se sob a forma tabular.
Figura 19. Retalhos da superfície de erosão Pd3 ( superfície de cimeira). Localidade
Poção (PE). A altitude média da área excede os 1000m.
Fonte: Alineaurea Florentino Silva, 2019
Nos terrenos cristalinos, nos quais se dispõem as cabeceiras de onde saem os formadores
do rio Ipanema, na área semiárida do Nordeste, o Pd2 encontra-se melhor preservado. É
possível que as rochas graníticas mais resistentes tenham influído nessa preservação. Algo
semelhante, mas em menores proporções, ocorre nos maciços dissecados situados numa faixa
que se estende entre Sanharó e São Caetano, em Pernambuco.
Uma nova deformação tectônica fez-se sentir após a conclusão do Pd2, alçando-o. Em
consequência desse novo soerguimento, e com a participação concomitante dos processos
responsáveis pela elaboração de superfícies pediplanadas, surge um outro pediplano, o Pd1,
cuja idade é Plioceno Superior - Pleistoceno Inferior. O pleno desenvolvimento desse
pediplano deu-se, segundo se supõe, provavelmente durante a Glaciação Nebraskan. O Pd1 e
o nível de pedimento nele embutido compõem o elemento topográfico mais evidente e
dominante, tanto na periferia como no interior do Nordeste brasileiro.
Além dos pediplanos Pd3, Pd2 e Pd1, são divisados no interior do Nordeste semiárido
dois níveis de pedimentos P2 e P1. Andrade (1968) correlaciona-os, respectivamente, com os
estágios glaciais quaternários Kansan e Illinoian. Bigarella et al. assim descrevem o modelo
que sugerem para explicar os eventos que aconteceram pós-Pd1:
Subsequentemente à época semiárida do Pediplano Pd1, sobreveio uma época úmida,
responsável pela sua dissecação. A drenagem parcialmente superimpôs-se nas estruturas,
desenvolvendo-se numerosas soleiras que passaram a controlar os tributários mais
importantes subdividindo a bacia original em outras de menor tamanho. Nas bacias menores
teve lugar a próxima época de pedimentação sob condições semi-áridas que pormoveram a
degradação lateral com formação do P2. Depois da formação do P2, teve lugar nova época
climática úmida na qual o terreno foi novamente dissecado. Remanescentes do pedimento
P2 foram preservados em vários lugares como ombreiras. Soleiras foram desenvolvidas,

sendo que muitas delas transformaram-se em níveis de base na época semi-árida subsequente
que originou o P1 ( BIGARELLA et al. 1965).
Nas superfícies pediplanadas, com alturas variadas, emergem formas de relevo isoladas,
denominada inselbergues ( Figura 20). Essa denominação (monte-ilha) evoca um isolamento,
contudo os inselbergues podem também existir agrupados ou até constituir um maciço
compacto (maciço residual). Foi primeiramente empregada por Bornhardt (1900) para
designar os relevos surgidos de um plano, mas em forma de domo( MORAIS, 1983).
Figura 20- Inselbergue no pediplano sertanejo ( Estado do Ceará)
Fonte- Alineaurea Florentino Silva, 2018.
A análise geomorfológica do Nordeste semiárido brasileiro permite concluir que: o
relevo da região foi consumado durante o Cenozoico; ao longo do Quaternário, ocorreram
notáveis mudanças climáticas que implicaram em profundas alterações nos processos
morfoclimáticas esculturadores de paisagens geomorfológicas e, por último, o relevo do
interior do Nordeste do país é poligênico e policíclico.

4
UNIDADES DE PAISAGEM DO NORDESTE SEMIÁRIDO
BRASILEIRO3
O estabelecimento das Unidades de Paisagem proposta deriva do conjunto de
conhecimentos relatados em RADAMBRASIL (1981A, 1981B, 1981C e 1983), IBGE (1985)
e EMBRAPA (1991).
Unidades de paisagem podem ser entendidas como domínios com identidade própria e
diferenciada. Essas unidades são cartografáveis e individualizadas pela combinação dialética
entre diversos elementos do quadro natural, destacando-se os compartimentos e feições de
relevo.
A denominação de cada Unidade de Paisagem segue, com adaptações, a proposta de
Zoneamento da EMBRAPA(1991). A Unidade de maior expressão espacial - a Depressão
Sertaneja, - foi subdividida em dois setores, limitados entre si ao longo do paralelo 10S:
Sertões do Centro Norte e Sertões do Sul. Esta subdivisão é justificada pela significativa
diferença nas condições geoambientais entre os dois setores (Figura 21).
4.2 - Unidade 1 - Planaltos Sedimentares
Características Naturais Dominantes
Apresenta-se sob a forma de chapadas, cuestas e baixos platôs recobertos por arenitos em
estruturas horizontais e sub-horizontais. As condições climáticas são úmidas e subúmidas na
vertente oriental da Ibiapaba, no Ceará (Figura 22). A precipitação média anual fica entre 1.000
e 1400mm. O potencial de recursos hídricos superficiais é baixo. Acham-se recobertos por
florestas subperenefólias, caatingas hipoxerófilas e enclaves de cerrado.
Problemas Ambientais
Nas áreas úmidas e subúmidas, os solos são ácidos e dotados de baixa fertilidade natural.
Após o desmatamento, há excessiva lixiviação dos solos. Nos baixos planaltos a principal
limitação natural é o balanço hídrico deficitário. Grandes extensões dessa unidade são
submetidas às condições de semiaridez e aos impactos das secas.
3
Este capítulo foi redigido com base no nosso trabalho “Condições Geo-Ambientais do Semi-Árido Brasileiro”(Vd. bibliografia:
SOUZA, Marcos José Nogueira de - 1992)

Figura 21. Esboço ecogeográfico do semiárido brasileiro
4.3 - Unidade 2 - Depressão Sertaneja
Nos chamados “Sertões do Centro-Norte”, as depressões interplanálticas semiáridas
possuem precipitações média anual entre 400-900mm. As superficies de erosão acham-se

desenvolvidas em rochas cristalinas, eventualmente sedimentares (bacias cretáceas), com
vastas pedimentos de topografia rampadas em direção aos fundos de vales abertos (Figura
23).
Figura 22- Planalto sedimentar da Ibiapaba
Fonte- Imagem SRTM, Carta: SB-24-V-A, Embrapa.
A drenagem superficial exibe-se muito ramificada e apresenta um regime interminente
sazonal. O potencial de águas subterrâneas é muito fraco. Predominam os solos rasos a
medianamente profundos. São frequentes o aparecimento de chãos pedregosos. Nas áreas de
maior declividade surgem os solos litólicos. O recobrimento vegetal é representado pelas
caatingas hipoxerófilas e hiperxerófilas, podendo aparecer enclave de cerrado e carnaúbas.
Nos sertões do Sul, as depressões semiáridas possuem precipitações médias anuais entre
600-900mm. As superfícies de erosão têm caimento para o rio São Francisco.
Os principais problemas ambientais são as chuvas concentradas num curto período do
ano e a longa estação seca. Soma-se a esse fato a excessiva irregularidades do regime
pluviométrico. Um outro problema são as elevadas taxas de evapotranspiração. Nas baixadas
sertanejas verifica-se problemas de salinização dos solos.

Figura 23- A depressão semiárida do Ipanema (PE)
Fonte- Imagem SRTM, Carta SC-24-X-B, Embrapa.
4.4 - Planalto da Borborema
O planalto da Borborema é um conjunto estrutural de maciços ou blocos falhados e
dobrados em rochas do embasamento cristalino que se entende desde AL até RN. Apresenta
níveis altimétricos entre 600-800m. Mostra-se entalhado por vales profundos alternados com
diferentes feições dissecadas com colinas, cristas paralelas, oiteiros, patamares escalonados
para leste e superfícies pediplanadas para oeste. A parte oriental dessa unidade tem
precipitações médias anuais entre 1.100 e 1.300mm. Já as encostas ocidentais são semi-áridas
com precipitações médias anuais compreendidas entre 450 e 600mm. O planalto da Borborema
é o centro de dispersão de drenagem com padrão radial. Possui baixo potencial de recursos
subsuperficiais. As formações presentes nessa unidade são: florestas caducifólias e
subcaducifólias a leste e caatinga hiperxerófila a oeste.
A disposição do relevo face aos deslocamentos das massas de ar gera diferenças
ambientais profundas nessa unidade. Nos contrafortes orientais e nos brejos de cimeira, onde
é maior a dissecação do relevo e são melhores as condições de umidade, as florestas
subperenefólias e as caducifólias foram degradadas e os processos erosivos muito acelerados.
Nas vertentes ocidentais da Borborema, a limitação é a semi-aridez pronunciada que é
verificada, sobretudo, nos Cariris Vehlos e no Curimataú (PB).

4.5 - Planaltos com Coberturas Calcárias
Áreas dispersas e descontínuas de planaltos recobertos por calcários como na chapada do
Apodi (CE-N), chapada do Irecê (BA) e borda ocidental do Planalto do São Francisco(BA).
Apresentam relevos tabulares em climas semi-áridos (450-750 mm de precipitação média
anual) e baixa frequência de rios e águas superficiais pouco profundas. A cobertura vegetal é
composta de caatingas hiperxerófilas, florestas caducifólias e caatinga hipoxerófila.
A principal restrição ao uso é de natureza climática, pois apresenta fortes deficiências
hídricas durante a maior parte do ano.
4.6 - Maciços Residuais
Acham-se dispersos por todo o Nordeste semiárido, contrastando com as superfícies
aplainadas e rebaixadas da depressão sertaneja ( Figura 24). Encontram-se em níveis
altimétricos variados e acima de 400 - 500 m. Foram modelados nos mais diferentes tipos
litológicos do embasamento cristalino. São fortemente dissecados nos enclaves úmidos (Serra
de Baturité, e Meruoca (CE) e Triunfo(PE) mas nas “serras secas” mostram-se fracamente
entalhados. A rede de drenagem superficial é muito densa. Os recursos hídricos de
subsuperfície têm um baixo potencial. A cobertura vegetal é representada por florestas
subcaducifólias, nas serras altas, e caatinga nas serras baixas (secas).
Nas serras úmidos, o grau de acidentamento do relevo é elevado, com pequenas
dimensões de topos dos interflúvios convexizados e aguçados e forte declive nas vertentes. A
estabilidade ambiental é dependente das florestas e com o desmatamento indiscriminado, os
riscos de erosão se acentuam. Nas serras, as principais limitações derivam dos fortes declives
e da pequena espessura dos solos.

Figura 24. Maciço residual de Triunfo (PE)
Fonte- Imagem SRTM, Carta SB-24-2-C-V-4 EMBRAPA
4.7 - Chapada Diamantina e Encosta do Planalto
Baiano
Essa Unidade ocupa a região centro-meridional da área semi-árida do Nordeste
Brasileiro, incluindo, além da Chapada Diamantina, os relevos fortemente entalhados do
planalto baiano e L e SW da Chapada ( Figura 25). Trata-se de um conjunto de extensos platôs
modelados em rochas do embasamento recobertos para oeste por litologias sedimentares com
altitudes médias superiores a 1.000 m. Os índices pluviométricos médios anuais ficam na faixa
de 750 mm. A drenagem superficial é sazonal intermitente e há uma baixo potencial de
recursos hídricos subsuperficiais. A vegetação é representada por caatingas hipo e
hiperxerófilas e campos altimontanos.

Figura 25. Chapada Diamantina (BA)
Fonte- Imagem SRTM, Carta SD-23-X-D-VI
Nas áreas de relevo acidentados com declividades fortes, os solos derivados de rochas
cristalofilianas são muito rasos, pedregosos e suscetíveis à aceleração erosiva.

4.8 - Tabuleiros Costeiros
Superfície pedimentada do tipo “glacis” de erosão desenvolvida em sedimentos areno-
argilosos do Grupo Barreiras, fracamente dissecada em interflúvios tabulares ( Figura 26). O
clima é semiárido, nos estados de Rio Grande do Norte e Ceará, com precipitações anuais entre
700 e 900 mm. A drenagem superficial é densa, com rios intermitentes sazonais e águas
subsuperficiais pouco profundas. A vegetação compreende caatingas hiperxerófilas e
hipoxerófilas, além de floresta ciliar de carnaúba.
Figura 26. Tabuleiro Costeiro. Rio Grande do Norte.
Apesar das condições topográficas favoráveis, assim como das propriedades físicas, os
solos têm baixa fertilidade natural. Nas áreas de solos podzólicos( argissolos) de textura
argilosa, a maior dissecação do relevo pode contribuir para aceleração da erosão através do
escoamento laminar.
4.9 - Planície Costeira
Característica Naturais Dominantes
Trata-se de uma faixa litorânea estreita do Ceará e Rio Grande do Norte com elevado
estoque de sedimentos arenosos modelados por processos fluviais, flúvio-marinhos e eólicos.
O clima dominante varia de semiárido a subúmido, com precipitações médias anuais entre 700

- 900 mm. Essa unidade possui elevado potencial de recursos hídricos subsuperficiais, com
águas pouco profundas. A vegetação de restinga prevalece na Unidade.
Áreas impraticáveis para atividades agrícolas produtivas face à longa preponderância de
campos de dunas móveis e de planícies flúvio-marinhas revestidas por manguezais dotados de
equilíbrio ambiental frágil.
4.10 - Grandes Planícies Fluviais
Áreas de acumulação aluvial nas planícies do médio são Francisco (BA-PE) ( Figura 27),
e dos baixos Jaguaribe, Parnaíba e Acaraú (CE-PI) e outros. Os climas que dominam na
Unidade são tropical e semiárido com precipitações entre 700 - 1.100 mm/ano. Floresta
caducifólias de várzea e floresta ciliar de carnaúba compõem a vegetação.
Figura 27. Planície fluvial do São Francisco ( Pernambuco-Bahia)
Fonte- Google Earth

Os solos aluviais possuem alta fertilidade natural. As limitações ao uso desses solos estão
subordinadas, contudo, à drenagem imperfeita, aos problemas de salinização e às inundações
periódicas.
CONSIDERAÇÕES FINAIS
O Nordeste brasileiro é mas das regiões do país que apresenta uma extrema
complexidade no que se refere à estruturação natural das paisagens. O
entendimento dessa complexidade se faz indispensável no processo ensino-
aprendizagem de Geografia, Biologia e Ciências Ambientais.
Foram escolhidos para objeto de análise dois elementos do quadro natural
nordestino, ou seja, as condições climáticas ambientais atuais e pretéritas
regionais. e os aspectos mais relevantes da compartimentação geomorfológica.
Foi possível mostrar que a climatologia do Nordeste brasileiro é singular, pois
recebe influências de sistemas atmosféricos tropicais e extratropicais, que
redundam em diferentes regimes pluviométricos que servem para singularizar,
ainda mais, o Trópico Semiárido brasileiro.
A compartimentação geomorfológica deriva da interação entre os
fenômenos tectônicos, erosivos e litológicos. Nas áreas semiáridas observa-se um
predomínio de amplas superfícies de erosão, do tipo pediplanos e pedimentos,
elaboradas ao longo do Cenozoico.
Por último, foi possível apresentar, de maneira bastante sintética, um
conjunto de unidades de paisagens existente no domínio semiárido brasileiro. Para
cada uma das dez unidades de paisagem propostas foram feitas abordagens
voltadas para a caracterização físico-geográfica e aos problemas ambientais
existentes.

REFERÊNCIAS
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