Instituto de Geociências e Ciências Exatas Programa de Pós-Graduação em Geociências e Meio Ambiente Estudo Geoambiental do setor Nordeste de São Paulo/Sudoeste de Minas Gerais: evolução da paisagem na bacia hidrográfica do Rio das Canoas ADERVALDO GUILHERME SIQUEIRA Rio Claro – SP 2021 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “JULIO DE MESQUITA FILHO” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus Rio Claro ADERVALDO GUILHERME SIQUEIRA ESTUDO GEOAMBIENTAL DO SETOR NORDESTE DE SÃO PAULO/SUDOESTE DE MINAS GERAIS: EVOLUÇÃO DA PAISAGEM NA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO DAS CANOAS Dissertação de Mestrado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente. Orientador: Prof. Dr. César Augusto Moreira Coorientador: Prof. Dr. Jairo Roberto Jiménez-Rueda Rio Claro -SP 2021 Siqueira, Adervaldo Guilherme Estudo geoambiental do setor Nordeste de São Paulo/Sudoeste de Minas Gerais : evolução da paisagem na bacia hidrográfica do Rio das Canoas / Adervaldo Guilherme Siqueira. -- Rio Claro, 2021 100 p. : il., tabs., fotos, mapas Dissertação (mestrado) - Universidade Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro Orientador: César Augusto Moreira Coorientador: Jairo Roberto Jiménez-Rueda 1. Geociências. 2. Estudo geoambiental. 3. Isobases. 4. Bacia hidrográfica. I. Título. Sistema de geração automática de fichas catalográficas da Unesp. Biblioteca do Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro. Dados fornecidos pelo autor(a). Essa ficha não pode ser modificada. S618e ADERVALDO GUILHERME SIQUEIRA ESTUDO GEOAMBIENTAL DO SETOR NORDESTE DE SÃO PAULO/SUDOESTE DE MINAS GERAIS: EVOLUÇÃO DA PAISAGEM NA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO DAS CANOAS Dissertação de Mestrado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente. Comissão Examinadora Prof. Dr. Jairo Roberto Jiménez-Rueda (coorientador) Prof.ª Dra. Cenira Maria Lupinacci Prof. Dr. Mauro Silva Ruiz Conceito: APROVADO Rio Claro/SP, 23 de Março de 2021. AGRADECIMENTOS Agradeço primeiramente a Deus por me dar forças para vencer esta importante etapa da minha vida. Ter vencido este grande desafio não teria sido possível sem o direcionamento para a vida, que me foi dado por meus pais, Adão (in memorian) e Apparecida. Não posso deixar de manifestar minha gratidão aos meus queridos amigos Vânia e Glayk pelo incentivo de sempre. E aos meus amigos de pós-graduação Beatriz, Marcos e Sandra pela troca de experiências e cooperação mútua. Gratidão também a Solange e Éverton pelas conversas, sempre me motivando a seguir em frente. Agradeço ao Prof. Dr. César Augusto Moreira pela disponibilidade e compreensão. Gostaria de manifestar, ainda, minha eterna gratidão ao Maestro Prof. Dr. Jairo Roberto Jiménez-Rueda que prontamente aceitou me orientar, me despertou o interesse e a curiosidade sobre diversos, e possibilitou construir e aprimorar conhecimentos para toda a vida. Meus agradecimentos à minha “mãe adotiva” Prof.ª Dra. Neuza Machado Vieira, que com seus amplos conhecimentos e dedicação à Geografia, me incentivou com suas palavras. Enfim, dedico esse trabalho a minha esposa Rúbia, por participar intensamente de cada etapa do mestrado, conseguindo me ouvir, apoiar e incentivar nos momentos mais difíceis, e aos meus filhos Rafael e Leonardo que, com sorrisos, abraços e muito carinho renovaram as minhas forças nos momentos de grande desafio. RESUMO A bacia hidrográfica do Rio das Canoas localiza-se no NE de São Paulo e SW de Minas Gerais, situada nos municípios de Franca, Cristais Paulista, Pedregulho, Claraval e Ibiraci. Considerando a influência regional no histórico de evolução da paisagem, o estudo geoambiental foi realizado em uma área compreendida entre as coordenadas extremas 47º 40’ W, 20° 38’ S e 46° 50’ W, 20° 07’ S. As formas de relevo que atualmente delimitam esta bacia são resultado de eventos tectônicos relacionados ao Soerguimento do Alto Paranaíba –SAP e de reativações da Zona de Falha de Cássia, assim como outras de influência regional entre o final do Mesozoico e o Cenozoico da Bacia do Paraná. O trabalho compreendeu as etapas de levantamento bibliográfico e cartográfico, geração de produtos cartográficos complementares, interpretação de imagens, trabalho de campo, visando a compreensão da geodinâmica e dos respectivos geossistemas que a originaram em distintos períodos geológicos. Utilizando técnicas de geoprocessamento, foram geradas isobases, que representam as paleo-superfícies estabelecidas a partir de eventos tectono-erosionais em escala regional de recentes movimentos da crosta. Foi estabelecida uma relação da epirogênese com os altos e baixos estruturais e a direta influência nas coberturas intempéricas, bem como a evolução da rede de drenagem. A partir das isobases, procurou-se estabelecer uma correlação com as superfícies de erosão de King (1956) e uma datação relativa, tendo como pontos de sustentação critérios cronoestratigráficos, geológicos, paleoclimáticos, geomorfológicos e pedológicos. PALAVRAS-CHAVE: evolução da paisagem; bacia hidrográfica; isobases. ABSTRACT The Canoas River drainage basin is located in the NE of São Paulo State and SW of Minas Gerais State, located in Franca, Cristais Paulista, Pedregulho, Claraval and Ibiraci counties. Considering the regional influence on the history of landscape evolution, the geoenvironmental study was developed out in an area between the extreme coordinates 47º 40’ W, 20° 38' S and 46° 50’ W, 20° 07' S. The relief forms that currently delimit this basin are the result of tectonic events related to the Alto Paranaíba Uplifit and reactivations of the Cassia Fault Zone, as well as others of regional influence between the end of the Mesozoic and the Cenozoic of the Paraná Basin. This paper comprised the stages of bibliographic and cartographic survey, generation of complementary cartographic products, image interpretation, fieldwork, aiming at understanding the geodynamics and the respective geosystems that originated it in different geological periods. Using geoprocessing techniques, isobases were created that represent paleo-surfaces established from tectono-erosional events of recent movements of the crust on a regional scale. A relationship between epirogenesis and horsts and grabens was established, and the direct influence on weathering coverings, as well as the evolution of the drainage network. The isobases made it possible to establish a correlation with the erosion surfaces of King (1956) and a relative dating, having as support points chronostratigraphic, geological, paleoclimatic, geomorphological and pedological criteria. KEYWORDS: landscape evolution; drainage basin; isobases. LISTA DE FIGURAS Figura 1 – Análise dos arranjos da rede de drenagem.. ........................................................................ 18 Figura 2 - Ilustração das feições morfoestruturais associadas a condições topográficas. ...................... 19 Figura 3 – Localização da área de estudo. ............................................................................................ 24 Figura 4 – Setores e domínios tectônicos do Sistema orogênico Tocantins.. ........................................ 25 Figura 5 – Soerguimento do Alto Paranaíba, de acordo com Hasui e Haralyi (1991)........................... 27 Figura 6 – Visão em planta e perfil longitudinal idealizado de um sistema de leque aluvial. ............... 28 Figura 7 – Províncias Estruturais Brasileiras. ....................................................................................... 29 Figura 8 – Esboço geológico da Província Paraná. ............................................................................... 30 Figura 9 – Localização da área de estudo quanto às Províncias Paraná e Tocantins. ............................ 32 Figura 10 - Compartimentos neotectônicos de SP, sul de MG, PR e norte de SC... ............................. 34 Figura 11 – Perfil topográfico esquemático EW da região de Franca e tipos de depósitos cenozoicos. 36 Figura 12 – Geologia da área de estudo, segundo IBGE (2017). .......................................................... 44 Figura 13 – Geologia da área de estudo, segundo IPT (1981). ............................................................. 45 Figura 14 – Geologia das folhas Desemboque e São Tomás de Aquino.. ............................................. 46 Figura 15 – Geologia de parte da área de estudo.. ................................................................................ 47 Figura 16 – Geologia aloformal do município de Franca.. ................................................................... 48 Figura 17 – Geologia do município de Cristais Paulista. ...................................................................... 49 Figura 18 - Coluna estratigráfica formal e aloformal de ocorrência em Cristais Paulista.. ................... 50 Figura 19 - Classificação climática do estado de São Paulo. ................................................................ 53 Figura 20 – Climograma de Franca. ..................................................................................................... 54 Figura 21 – Pedologia da área de estudo.. ............................................................................................ 55 Figura 22 – Pedologia da área de estudo, no estado de São Paulo.. ...................................................... 57 Figura 23 – Pedologia da área de estudo, no estado de São Paulo. ....................................................... 58 Figura 24 – Pedologia da área de estudo, no estado de Minas Gerais. .................................................. 59 Figura 25 – Pedologia do município de Franca.. .................................................................................. 60 Figura 26 – Pedologia do município de Cristais Paulista.. ................................................................... 62 Figura 27 – Mapa Geomorfológico do Estado de São Paulo escala 1: 1.000.000.. ............................... 63 Figura 28 – Mapa geomorfológico do estado de São Paulo, com destaque para a área de estudo. ....... 65 Figura 29 – Mapa geomorfológico da área de estudo.. ......................................................................... 66 Figura 30 - Limites envoltórios de fragmentos menores de cerrado e fragmentos maiores na Bacia hidrográfica dos rios Sapucaí-Mirim/Grande (SP e MG).. ................................................................... 68 Figura 31 – Modelo Digital do Terreno da área de estudo.................................................................... 72 Figura 32 – Declividade da área de estudo. .......................................................................................... 73 Figura 33 – Hidrografia e divisão hidrográfica da área de estudo. ....................................................... 73 Figura 34 – Isobase de 8ª ordem. .......................................................................................................... 75 Figura 35 – Isobase 8, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 75 Figura 36 – Isobase de 7ª ordem. .......................................................................................................... 76 Figura 37 – Isobase 7, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 77 Figura 38 – Isobase de 6ª ordem, com destaque para a Zona da Falha de Cássia. ................................ 78 Figura 39 – Isobase 6, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 78 Figura 40 – Isobase de 5ª ordem. .......................................................................................................... 81 Figura 41 – Isobase 5, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 81 Figura 42 – Superfície correspondente ao Ciclo Velhas e à Superfície Sul-Americana.. ...................... 82 Figura 43 – Alinhamentos estruturais da Bacia do Paraná no estado de São Paulo. ............................. 83 Figura 44 – Isobase de 4ª ordem. .......................................................................................................... 84 Figura 45 – Isobase 4, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 84 Figura 46 – Isobase de 3ª ordem. .......................................................................................................... 86 Figura 47 – Isobase 3, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 87 Figura 48 – Evolução da paisagem a partir de um sistema de falhas normais escalonadas ................... 87 Figura 49 – Isobase de 2ª ordem. .......................................................................................................... 88 Figura 50 – Isobase 2, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 89 Figura 51 – Isobase de 1ª ordem. .......................................................................................................... 90 Figura 52 – Isobase 1, com exagero vertical de 5x, vista a partir de S. ................................................ 90 LISTA DE TABELAS Tabela 1 – Relação entre morfoestruturas e morfometria. .................................................................... 20 Tabela 2 – Caracterização dos tipos climáticos na região de Franca. ................................................... 52 Tabela 3 – Dados climáticos de Franca, período 1961-1990 ................................................................ 54 Tabela 4 – Divisão hidrográfica da área de estudo. .............................................................................. 74 LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS AA – Alto estrutural – alto topográfico AB – Alto estrutural – baixo topográfico ABAG-RP – Associação Brasileira do Agronegócio da Região de Ribeirão Preto AP – antes do presente BA – Baixo estrutural – alto topográfico BB – Baixo estrutural – baixo topográfico CAI – Cobertura de alteração intempérica CODEMIG – Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais ENE – Este-nordeste ESE – Este-sudeste IBGE – Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística IDE-Sisema – Infraestrutura de dados espaciais da Secretaria Estadual de Meio Ambiente de Minas Gerais INMET – Instituto Nacional de Meteorologia IPT – Instituto de Pesquisas Tecnológicas do Estado de São Paulo MDE – Modelo Digital de Elevação MDT – Modelo Digital do Terreno N – Norte NE – Nordeste NNW – Norte-noroeste NW – Noroeste S – Sul SAP – Soerguimento do Alto Paranaíba SE – Sudeste SIG – Sistema de Informação Geográfica SMA – Secretaria de Meio Ambiente do Estado de São Paulo SSW – Sul-sudoeste SW – Sudoeste TIN – Triangular UAI – Unidade de alteração intempérica UFV – Universidade Federal de Viçosa VAI – Volume de alteração intempérica WNW – Oeste-noroeste WSW – Oeste-sudoeste Sumário 1. INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 14 2. OBJETIVOS ............................................................................................................................... 16 3. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA .................................................................................................. 17 3.1 Morfoestrutura e morfotectônica ...................................................................................... 17 3.2 Morfometria ........................................................................................................................ 21 3.2.1 Isobases ............................................................................................................................... 21 3.3 Geomorfologia/ Fisiografia ................................................................................................ 22 3.4 Pedologia e pedoestratigrafia ............................................................................................. 23 4. DIAGNÓSTICO ZERO ............................................................................................................. 24 4.1 Localização da área de estudo ............................................................................................... 24 5. GEOLOGIA ............................................................................................................................... 25 Geologia Estrutural .................................................................................................................... 25 5.1 Província Tocantins ............................................................................................................ 25 5.2 Província Paraná ................................................................................................................ 28 5.2.1 Litoestratigrafia formal e aloformal ..................................................................................... 35 5.2.1.1 Coberturas continentais indiferenciadas ....................................................................... 35 5.2.1.2 Cobertura Detrítico-Laterítica ....................................................................................... 37 5.2.1.3 Formação Itaqueri ......................................................................................................... 38 5.2.1.4 Formação Marília ......................................................................................................... 38 5.2.1.5 Formação Serra Geral e intrusivas básicas associadas .................................................. 39 5.2.1.6 Formação Botucatu ....................................................................................................... 39 5.2.1.7 Formação Piramboia ..................................................................................................... 40 5.2.1.8 Formação Aquidauana .................................................................................................. 41 5.2.1.9 Grupo Araxá-Canastra .................................................................................................. 42 5.2.1.10 Complexo Campos Gerais .......................................................................................... 43 6. CLIMA ........................................................................................................................................ 51 7. PEDOLOGIA ............................................................................................................................. 55 8. GEOMORFOLOGIA/FISIOGRAFIA ..................................................................................... 63 9. VEGETAÇÃO ............................................................................................................................ 67 10. MATERIAS E MÉTODOS.................................................................................................... 69 11. RESULTADOS E DISCUSSÕES .......................................................................................... 71 12. CONCLUSÕES ...................................................................................................................... 91 REFERÊNCIAS ................................................................................................................................. 94 14 1. INTRODUÇÃO O relevo é um dos componentes do meio físico que apresenta grande diversidade de formas. Por mais que pareçam estáticas, essas formas na realidade são dinâmicas, e se manifestam de modo diferenciado no tempo e no espaço, a depender das interações com os demais componentes da paisagem. Essas interações se dão através dos fluxos de matéria e energia, e são responsáveis pela gênese do modelado e pela evolução das formas da superfície terrestre (ROSS, 2003). Estudos paleogeomorfológicos e paleoclimáticos possibilitam a produção de informações em escala regional referentes ao contexto evolutivo e condicionador da dinâmica recente. Assim, o relevo se apresenta como elemento integrado aos demais elementos do geossistema, quais sejam o clima, vegetação, hidrografia, solos e substrato geológico, incorporando ainda diferentes tipos e graus de impacto provocados pela ação antrópica (CHISTOFOLETTI, 1998). De acordo com Christofoletti (1998), o uso do conhecimento geomorfológico no planejamento ambiental pode, em escala local ou regional, representa exemplo de aplicabilidade de uma concepção holística, abrangendo a totalidade do sistema, como por exemplo o planejamento aplicado a bacias hidrográficas. Segundo Ross (2003), para compreender o que há por trás de cada padrão de forma ou de tipo de vertente, torna-se necessário verificar quais as influências de cada elemento em sua gênese e, logo, na dinâmica atual e pretérita dessas formas. Seja qual for o atributo geomorfológico, é resultado de uma história evolutiva, resulta de uma série de fatores naturais que possibilitaram seu aparecimento e consequentemente, sua existência, funcionalidade e evolução contínua. De acordo com Marques (1995), uma paisagem de idade recente pode ser o resultado de processos de esculturação passados e presentes, em condições ambientais semelhantes às atuais, ou totalmente diferentes. A possibilidade de serem encontradas, em um ambiente, formas de relevo atuais esculpidas sobre materiais de diferentes idades geológicas deve ser sempre considerada. Estas informações são fundamentais para a compreensão da sequência evolutiva do relevo e da paisagem. Importante contribuição ao conhecimento geomorfológico foi dado por King (1956). O referido autor parte do pressuposto da atividade erosiva em ambientes áridos e semiáridos, evidenciando que o relevo não tem um comportamento cíclico, mas sim sujeito a ação intermitente de fenômenos tectônicos, que colocam superfícies de erosão ou pediplanação, elaboradas ao longo do tempo, em diferentes níveis altimétricos. Identificando superfícies de 15 erosão e seus depósitos correlatos, e procurando estabelecer suas respectivas cronologias, tendo como base dados altimétricos, geológicos e cronoestratigráficos, interpretou a alternância entre fases de pediplanação e de soerguimentos epirogênicos (ROSS, 2003). O ordenamento da rede fluvial estabelecido por Horton (1945) e por Strahler (1952) serviu de base para muitos estudos morfométricos aplicados a bacias hidrográficas e também ao relevo de uma maneira geral, procurando correspondência da ordem de drenagem com outros elementos, tais como movimentos verticais, rupturas das rochas, cronologia, entre outros (HUBP, 1988). Assim, a rede de drenagem é um indicador confiável da atividade tectônica (GROHMANN et al, 2011). Ainda de acordo com Grohmann (2011) e Golts e Rosenthal (1993), mapas de nível de base indicam uma relação entre a ordem dos cursos d’água e a topografia. Cursos d’água de ordens semelhantes se relacionam a eventos geológicos semelhantes e possuem idade geológica semelhante. Desse modo, cada superfície de nível de base está relacionada a estágios erosivos semelhantes, e pode ser considerada como resultantes de eventos tectono-erosivos, principalmente os mais recentes. Segundo Golts e Rosenthal (1993), isobase é um termo usado para uma linha que delimita uma superfície de erosão. De acordo com Filosofov (1960, apud GOLTS e ROSENTHAL, 1993), a superfície da isobase é o plano hipotético formado pela conexão de perfis de fluxo de uma ordem de fluxo semelhante. Os cursos d’água designam a superfície da base erosiva, sendo que a elevação das linhas de isobases será sempre idêntica ou inferior à superfície do solo. De acordo com os mesmos autores, levando em consideração as características geológicas da área, as superfícies das isobases estão relacionadas a estágios erosivos semelhantes, que devem ser consideradas como manifestações de eventos erosivos desencadeados por movimentação tectônica em escala regional e, especialmente, a movimentos recentes da crosta. A construção de isobases pelo método manual é um processo demorado, pois a classificação das diferentes ordens da rede de drenagem e a interpretação das linhas do nível de base exigem mapas topográficos de boa qualidade e em escala adequada. Porém, em ambiente SIG (Sistema de Informação Geográfica), a partir de modelos digitais de elevação (MDE) torna- se possível a extração da rede de drenagem, o ordenamento, e a interpolação com o atributo elevação. Dessa maneira, os dados de uma grande área sejam obtidos mais rapidamente (GROHMANN et al, 2011; JIMÉNEZ-RUEDA et al, 2014). Os estudos geoambientais constituem importantes ferramentas capazes de fornecer subsídios técnicos para orientar a tomada de decisões na implementação de alternativas de 16 desenvolvimento regional compatíveis com a sustentabilidade e vulnerabilidade dos sistemas ambientais. As feições geoambientais representam os elementos naturais que compõem o meio físico, tais como as características geológicas, fisiográficas, morfoestruturais, morfotectônicas, cobertura de alteração intempérica, pedológicas e climáticas estruturadas em zonas e subzonas geoambientais (Jimenez-Rueda et al, 1995). Estudos desta natureza também contribuem com a compreensão da evolução da paisagem e, a partir dela, embasar a criação de instrumentos técnicos que proporcionam parâmetros e referências para possibilitar uma reavaliação permanente das estratégias de desenvolvimento adotadas em uma área geográfica. Este trabalho busca realizar um estudo geoambiental, tendo em vista a compreensão da gênese e evolução da paisagem na bacia hidrográfica do Rio Canoas, utilizando geoprocessamento para aplicação do método das isobases. A partir da interpretação dos mapas de isobases, busca-se estabelecer a correspondência com as superfícies de erosão de King (1956). A análise e integração dos resultados se deu de modo a compreensão da epirogênese e sua influência na modificação dos níveis de base, bem como propor uma cronologia relativa para cada isobase a partir de parâmetros pedológicos, geomorfológicos, tectônicos e paleoclimáticos. 2. OBJETIVOS O objetivo principal deste trabalho é realizar um estudo geoambiental com vistas a compreensão da gênese e evolução da paisagem na bacia hidrográfica do rio das Canoas, utilizando SIG para obtenção dos mapas de isobases. Visando atingir o objetivo proposto, estão elencados, a seguir, os objetivos específicos.  Realizar o Diagnóstico Zero da área de estudo, ou seja, o levantamento de informações bibliográficas e cartográficas;  Desenvolver a interpretação dos aspectos geológicos e pedoestratigráficos, bem como sua influência na evolução da paisagem;  Compreender a dinâmica de evolução da paisagem a partir do método das isobases confluentes;  Sistematizar as cartas temáticas de fisiografia/geomorfologia, geologia e pedologia da região, relacionando-as à erosão, a partir das características litoestruturais; 17  Desenvolver os produtos cartográficos necessários, em escala compatível com a unidade territorial de estudo. 3. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 3.1 Morfoestrutura e morfotectônica De acordo com Saadi (1991), o termo morfoestrutural caracteriza uma paisagem que possui alto grau de evolução das formas estruturais. Há uma ideia de combinação entre o elemento relativamente estável (a estrutura) e um elemento dinâmico (as formas do relevo, que variam em função da erosão). A existência de um nítido controle exercido pela base litoestrutural é a principal característica de um compartimento morfoestrutural. Portanto, há um controle passivo exercido pelos complexos litológicos envolvidos e delimitados por uma determinada arquitetura tectônica, a partir do qual se dá o modelado das formas, cuja dinâmica e intensidade dos processos está condicionada aos tipos climáticos e o intemperismo. Analisando os elementos de drenagem e relevo, bem como suas relações espaciais, é possível demarcar as morfoestruturas, que podem ser refletidas em superfície e verificadas através de interpretação de produtos de sensores remotos (PUPIM et al, 2007). A figura 1 ilustra os diferentes arranjos dos elementos de drenagem, o grau de estruturação e a assimetria de relevo dos mesmos na indicação que a morfoestrutura é como está representada. A análise das morfoestruturas ocorre a partir do estabelecimento de padrões de assimetrias/simetrias das bacias hidrográficas e das feições de drenagem radiais e anelares. O delineamento de curvas não cotadas é realizado sobre as feições de simetria/assimetria, representando flexuras texturais hipotéticas, cujos contatos nem sempre são visíveis em campo (altos estruturais e baixos estruturais) e descontinuidades estruturais (lineamentos e falhas) (MATTOS et al, 1982). 18 Figura 1 – Análise dos arranjos da rede de drenagem. Fonte: Mattos et al, 1982. Segundo Popp (1998), os altos estruturais e baixos estruturais são estruturas resultantes dos esforços produzidos nas rochas que se manifestam na forma de dobramentos, originando formas côncavas (sinformais) ou convexas (antiformais). Estas estruturas determinam comportamentos ambientais distintos, como as condições para o escoamento da água. Nos antiformes (altos estruturais), a disposição convexa das camadas rochosas favorece a percolação da água, enquanto que nos sinformes (baixos estruturais), há o impedimento da drenagem, causando a saturação do substrato. Combinadas com as condições topográficas, este condicionamento à drenagem imposto pela situação morfoestrutural poderá ser potencializado ou reduzido, conforme mostrado na figura 2, em que as setas representam sentidos preferenciais para escoamento da drenagem (MORAES, 2007). 19 Figura 2 - Ilustração das feições morfoestruturais associadas a condições topográficas. Fonte: Moraes, 2007. Além dos dobramentos, outros processos estruturais podem determinar feições com comportamentos típicos de antiformes/sinformes. Nas falhas normais ou de gravidade, há a descida do teto em relação ao muro, via de regra associadas a regimes distensivos da crosta terrestre ou como reflexo de dobramentos (LOCZY & LADEIRA, 1980). Os sistemas de grabens e horsts são feições resultantes dos falhamentos de gravidade, em que o graben apresenta um comportamento que se assemelha ao de um baixo estrutural, e o horst, de um alto estrutural. De acordo com Moraes, 2007, se porventura não há falhas de gravidade, a formação de altos e baixos estruturais funcionais pode ocorrer através do basculamento de blocos. O bloco que sofre ascensão passa a se comportar como um alto estrutural e o que sofre abatimento se comporta como baixo estrutural, ao se tornarem parcialmente preenchidos por sedimentos, como um graben (HAMBLIN & CHRISTIANSEN, 2003). 20 A elaboração do mapa morfoestrutural é realizada para obtenção de dados qualitativos, através do condicionamento que as estruturas exercem sobre os aspectos pedológicos, pedogeoquímicos e fisiográficos, conforme Tabela 1 (JIMÉNEZ-RUEDA et al, 1993). Tabela 1 – Relação entre morfoestruturas e morfometria. MORFOESTRUTURA/ MORFOMETRIA DESCRIÇÃO Alto Estrutural/ Alto Topográfico (AA) Pedogênese maior que morfogênese; forte intemperismo; argilominerais caulinita e gibbsita; intensa circulação de água; intensa oxidação; hidrólise total; processos de elitização, latossolização e laterização (em paleoambientes tropicais). Erodibilidade baixa. Alto Estrutural / Baixo Topográfico (AB) Pedogênese maior que morfogênese; forte intemperismo; argilominerais caulinita, gibbsita e esmectita; circulação de água média/alta; oxidação; hidrólise total/parcial; processos de elitização, latossolização, laterização, argilização e melanização. Erodibilidade moderada/alta (exorreica). Baixo Estrutural / Alto Topográfico (BA) Pedogênese maior que morfogênese; intemperismo moderado/forte; argilominerais caulinita e esmectita; circulação de água baixa e direcionada; moderada redução; hidrólise parcial/total; processos de latossolização e argilização. Erodibilidade alta/moderada (exorreica). Baixo Estrutural / Baixo Topográfico (BB) Pedogênese menor que morfogênese; fraco intemperismo; argilominerais de esmectita; circulação de água alta e direcionada; intensa redução; hidrólise parcial/incipiente; processos de argilização, melanização e gleização, com concentração de Na, Ca, CO3, Si e Mg. Erodibilidade muito alta (endorreica). Fonte: JIMÉNEZ-RUEDA, 1993 (adaptado). De acordo com Saadi (1991), o termo morfotectônico deve ser utilizado quando a elaboração das formas ou paisagens se processa em função de controle tectônico ativo. A análise morfotectônica é entendida também como um processo de entendimento da atividade neotectônica a partir das formas e feições por ela controladas. 21 A análise morfotectônica tem como objetivo destacar feições retilíneas de extensão variável, que são interpretadas como resultantes de domínio estrutural. A identificação das feições lineares através da fotointerpretação é um procedimento baseado no estabelecimento de um padrão mental da menor unidade retilínea que se repete: são as juntas ou fraturas. As Feições retilíneas de maior extensão, às vezes quilométricas, são tratadas por lineamentos estruturais (Moraes, 2007). De modo geral, o processo erosivo atuando em terreno homogêneo tende a modelá-lo em forma curvilínea, arredondada, interrompida e desordenada. Assim, a probabilidade de formação de feições retilíneas sem nenhuma causa específica de controle pode ser considerada praticamente nula. Os lineamentos estruturais de grande porte podem estar associados a falhamentos, diaclasamentos, estratificações, foliações, xistosidades, gnaissificações e contatos de rochas (RICCI & PETRI, 1965). 3.2 Morfometria O estudo quantitativo das formas do relevo tem como um de seus objetivos identificar as variações altimétricas de diferentes superfícies, que podem ter sofrido influência de movimentação tectônica. De acordo com Mattos et al (2002), a paisagem guarda registros das ações exógenas e endógenas. Assim, o mapeamento das estruturas (dobras, juntas falhamentos e lineamentos estruturais são de extrema importância, tendo em vista a identificação e compreensão das mudanças físico-químicas em função dos condicionamentos estruturais. 3.2.1 Isobases Segundo Golts e Rosenthal (1993), o conceito de isobase se refere à delineação de uma superfície erosional. Trata-se de uma superfície hipotética formada pela conexão de perfis de drenagem de mesma ordem. As isobases representam superfícies com estágios de erosão similares, podendo assim ser consideradas como manifestações de eventos tectono-erosionais regionais, especialmente como de movimentos recentes da crosta (GROHMANN & RICCOMINI, 2010). Várias feições morfométricas podem ser caracterizadas por meio de uma isobase, além da possibilidade de se estabelecer relações cronológicas das diferentes fases geológicas. As isobases permitem ainda estabelecer os altos e baixos topográficos locais e associá-los aos altos 22 e baixos estruturais, possibilitando inferir sobre aspectos hidrológicos, como o nível freático, determinação da circulação de água e potencial erosivo (JIMÉNEZ-RUEDA et al., 1993). De acordo com Jiménez-Rueda et al (2014), uma das possibilidades para compreensão da evolução dinâmica da paisagem é através da geração do modelo de paleo-superfícies, criadas a partir da interpolação de confluências de drenagem com um Modelo Digital do Terreno - MDT, onde é possível adicionar a variável altimetria às superfícies referente ao momento geológico-tectônico em que se formaram (GOHMANN, 2004). Segundo Jiménez-Rueda (2011), as diferenças altimétricas permitem estabelecer os diferentes níveis de terraços aluvionares e/ou planaltos, assim como, estabelecer correlações entre a intensidade do intemperismo resultante do clima atual e de paleoclimas que, por sua vez, contribui para a definição das unidades de alteração intempérica e para a caracterização e diferenciação das coberturas de alteração e/ou formações superficiais. Essa organização das formas de relevo é esquemática, sendo que a maior parte das superfícies atribuídas a um ou outro ciclo não representam mais as superfícies de erosão em suas formas originais, devido à intensa erosão que já sofreram (PONÇANO et al, 1992). 3.3 Geomorfologia/ Fisiografia Segundo Villota (2005) a Fisiografia está estreitamente relacionada à Geomorfologia: ocupa-se do estudo do relevo e da formação das paisagens, bem como sua origem, estrutura, natureza das rochas, influência climática e as diferentes forças endógenas e exógenas que, de modo geral, atuam como fatores construtores e destruidores do relevo terrestre. No entanto, a Fisiografia contempla a possibilidade de subdividir as paisagens em unidades fisiográficas menores com base em aspectos morfométricos que podem igualmente incidir na pedogênese ou pelo menos no uso e manejo do solo, como por exemplo a declividade das vertentes, grau e tipo de erosão, condição de drenagem, etc. O estudo das unidades fisiográficas permite conhecer a dinâmica ocorrida no meio físico. Elas constituem um grupo de fatores locais, os quais induzem processos formadores e evolutivos das formas de relevo. Por outro lado, estas formas de relevo constituem fatores determinantes de definição e caracterização das diversas unidades homogêneas (JIMENÉZ- RUEDA et al, 1993). O princípio básico da análise fisiográfica é a existência direta relação entre as características internas e externas de uma paisagem, expressas nos perfis de solos. Cada unidade 23 fisiográfica apresenta uma fisionomia reconhecível e diferenciável das unidades adjacentes, e delimita uma porção da superfície terrestre com uma morfogênese específica que deve possuir certa homogeneidade pedológica (SOUZA & JIMÉNEZ-RUEDA, 2007). 3.4 Pedologia e pedoestratigrafia As regiões que atualmente estão sob influência de climas tropical e subtropical, que apresentam índices de temperatura média e pluviometria elevados, acelerando a decomposição das rochas e o desenvolvimento de espessos mantos de alteração em diferentes estágios pedogênicos, denominadas coberturas de alteração intempérica (CAI). As CAI podem ser definidas como o resultado da interação de processos exógenos e endógenos na formação de solos. Os processos exógenos são caracterizados pela interação dos elementos do clima, pela radiação associada à energia solar, temperatura, umidade relativa, precipitação, vento e gelo são os responsáveis pelo desenvolvimento das paisagens desérticas, pluviais e/ou fluviais, como também as marinhas, dunares e glaciais. Os processos endógenos referem-se à formação geológica, vulcanismo e deformações tectônicas que atuam durante um certo tempo, o que reflete nas diferentes formas de relevo (OHARA et al, 2003). As constantes interações entre processos endógenos e exógenos ocorrem a partir de diferentes adições, subtrações, transformações e translocações, no interior ou externamente aos maciços rochosos, deixando marcas ou registros caracterizados como volumes de alteração intempérica (VAI), unidades de alteração intempérica (UAI), associados a processos específicos como as coberturas de alteração intempérica (CAI), que direcionam ao enquadramento nas ordens taxonômicas dos solos dentro de um sistema de classificação. As propriedades geopedológicas fundamentais como cor, estrutura, consistência, densidade e limites entre horizontes, associadas às suas características de espessura, capacidade de retenção d’água e profundidade radicular definem os volumes de intemperismo. O estudo das CAI é essencial na avaliação integrada de dados do meio físico que visem zoneamento geoambiental (OHARA et al, 2003). Os horizontes do solo registram as diversas condições ecogeodinâmicas que atuam na evolução da paisagem. De acordo com Toledo et al (2000), essas interações também podem ser evidenciadas através da caracterização das unidades de alteração intempérica alíticas, monossialíticas ou bissialíticas. Ker et al (2012) destaca que a interferência humana pode 24 modificar rapidamente as propriedades do solo. Sendo assim, o solo pode resultar de processos naturais e da intervenção humana. A pedoestratigrafia, ou seja, a análise da organização dos volumes de alteração intempérica, possibilita a definição das coberturas de alteração intempérica e, consecutivamente, da evolução fisiográfica da área de estudo (JIMÉNEZ-RUEDA et al., 1993). 4. DIAGNÓSTICO ZERO 4.1 Localização da área de estudo A bacia hidrográfica do Rio Canoas possui área aproximada de 956 km², abrangendo parte dos municípios de Franca, Cristais Paulista, Pedregulho (estado de São Paulo), Claraval e Ibiraci (estado de Minas Gerais). O rio das Canoas e alguns de seus afluentes tem importância estratégica, principalmente para o abastecimento dos municípios de Franca, Claraval e Ibiraci. Considerando o entorno da bacia do Rio Canoas, o estudo foi desenvolvido em uma área mais ampla (figura 3), tendo em vista a sua possível influência em um contexto regional, que influenciam direta ou indiretamente a dinâmica da evolução da paisagem. Figura 3 – Localização da área de estudo. 25 5. GEOLOGIA Geologia Estrutural 5.1 Província Tocantins A Província Tocantins tem seus limites definidos pelos crátons Amazônico e São Francisco e pelas bacias sedimentares do Parnaíba e Paraná. Nela, Almeida et al (1977) reconhecem três regiões distintas estruturalmente: a região central, que corresponde em maior parte ao Maciço Meridiano de Goiás; a oriental, delimitada pelos Dobramentos Uruaçu e Brasília; e a ocidental, correspondente à faixa de Dobramentos Paraguai-Araguaia. Hasui (2012) estabelece a compartimentação do Sistema orogênico Tocantins em três setores (figura 4), que correspondem aos cinturões orogênicos Brasília, Araguaia e Paraguai. Figura 4 – Setores e domínios tectônicos do Sistema orogênico Tocantins. Fonte: Hasui (2012). 26 O embasamento da província é composto por materiais arqueanos e paleoproterozóicos, retrabalhados durante o Ciclo Brasiliano (DELGADO et al, 2003). Na faixa Brasília, o Complexo Campos Gerais é caracterizado pela ocorrência de granito-greenstone do Arqueano. Esta unidade geotectônica, apesar de uma orientação geral N-S, apresenta na parte sul (Minas Gerais) uma direção NW-SE, tanto no conjunto quanto nos trends estruturais. A extremidade meridional, correspondente ao Maciço de Guaxupé, é constituída de velhos complexos gnáissicos e granulíticos remobilizados durante o Pré-Cambriano Superior (SAADI, 1991). Segundo Almeida et al (1977), no estado de Minas Gerais, a faixa de dobramentos Uruaçu (Maciço de Guaxupé) é composta por granulitos, gnaisses, anfibolitos e rochas calco- silicatadas. O Maciço de Guaxupé separa a faixa Uruaçu em dois ramos, alinhados a NW e NE, sendo que este limita-se por uma falha transcorrente. Em diversos locais da porção sul da província verificam-se manifestações de magmatismo alcalino ocorridos no Cretáceo Superior, e intrusões de diques de diabásio no Cretáceo Inferior. A totalidade das ocorrências litológicas desta província apresenta efeitos de polimetamorfismo, fraturamentos em episódios de diferentes idades, bem como rejuvenescimento isotópico. São comuns rochas intrusivas básicas e ultrabásicas (ALMEIDA et al, 1977). De acordo com Hasui e Haralyi (1991), remetem ao Triássico o Soerguimento do Alto Paranaíba - SAP (figura 5), um evento de arqueamento da crosta em direção NW que se estende do Sul de Goiás, Triângulo Mineiro e Sudoeste de Minas Gerais. O SAP teve no Cretáceo Inferior um período de maior atividade, originando intrusões alcalinas de corpos kimberlíticos na sua porção SW. 27 Figura 5 – Soerguimento do Alto Paranaíba, de acordo com Hasui e Haralyi (1991). Modificado por Batezzeli (2003). Considerando as particularidades da área de estudo, Ponçano et al (1992) descrevem que o Grupo Bauru (Bacia do Paraná) se depositou em decorrência da atuação do SAP, em um sistema de rios anastomosados que drenavam na direção SW, originando leques aluviais coalescentes (figura 6), em ambiente de clima árido ou semiárido. Estas condições climáticas durante o Paleógeno até o Eoceno teriam contribuído na modelagem de uma vasta superfície regional, que corresponde à Superfície Sul-Americana (KING, 1956) ou Superfície Japi (ALMEIDA, 1964), verificados na cimeira do Planalto de Franca. 28 Figura 6 – Visão em planta e perfil longitudinal idealizado de um sistema de leque aluvial, (GALLOWAY & HOBDAY, 1983.Modificado por Batezzeli (2003). 5.2 Província Paraná A Província Paraná tem seus limites estabelecidos pela Província Tocantins e Província Mantiqueira (ALMEIDA, 1977) (figura 7). O embasamento desta Província compreende blocos cratônicos e maciços alongados na direção NE-SW (SILVA et al, 2003). Quanto à idade relativa, sua litologia envolve estratos de idades que variam do Neo-Ordoviciano ao Neocretáceo (PEREIRA et al, 2012). 29 Figura 7 – Províncias Estruturais Brasileiras, segundo Almeida et al (1977). O relevo da Província Paraná é formado por planaltos tabulares e cuestas concêntricas, sendo que a drenagem conflui para os rios Paraná e Uruguai. Algumas feições tectônicas (Flexura de Goiana e Arcos Central do Paraguai, Ponta Grossa e Rio-Grandense) no Paleozoico e Mesozoico, bem como eventos de transgressão e regressão marinha contribuíram para o delineamento da atual bacia. Ainda segundo Almeida (1977), no Jurássico Superior passou a ocorrer extensa sedimentação continental, devido a reativação da Plataforma Sul-Americana. Depósitos eólicos e, localmente, fluviais e flúvio-lacustres foram recobertos e intercalados por basaltos. Sedimentos fluviais passaram a ser depositados na parte norte da província no Cretáceo 1-Província Rio Branco 6-Proíncia Borborema 2-Província Tapajós 7-Província Amazônica 3-Província São Francisco 8-Província Parnaíba 4-Província Tocantins 9-Província Paraná 5-ProvínciaMantiqueira 10-Província Costeira e Margem Continental 30 Superior. De uma maneira geral, as camadas apresentam-se suavemente inclinadas para o interior da província, sendo que configuração da rede de drenagem passou a se estabelecer no Terciário. Com área aproximada de 1.050.000 km², a Província Paraná é composta por três áreas de sedimentação independentes, que se separam por profundas discordâncias: Bacia do Paraná propriamente dita, a Bacia Serra Geral e a Bacia Bauru (SILVA et al, 2003) (figura 8). Figura 8 – Esboço geológico da Província Paraná, de acordo com Silva et al (2003). 31 Bacia Bauru A Bacia Bauru se caracteriza por uma área depressiva desenvolvida através de subsidência termomecânica na porção Sul da Plataforma Sul-Americana no Meso-Neocretáceo (Campaniano-Maastrichtiano), depois da separação do Gondwana e formação do Oceano Atlântico (Fernandes & Coimbra, 2000). Compõem seu substrato as rochas vulcânicas da Formação Serra Geral. As rochas sedimentares no nível estratigráfico imediatamente superior pertencem a duas unidades cronocorrelatas: Grupo Caiuá (Formações Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio) e Grupo Bauru (Formações Uberaba, Vale do Rio do Peixe, Araçatuba, São José do Rio Preto, Presidente Prudente e Marília) (Silva et al, 2003). A Bacia Bauru compreende duas fases de deposição: uma primeira fase com deposição característica de um sistema desértico, com formação do Pantanal Araçatuba (Formação Araçatuba) e a segunda com deposição característica de sistema flúvio-eólico, vinda do Nordeste (SILVA et al, 2003). Bacia Serra Geral Esta bacia compreende as formações Botucatu e Serra Geral, reunidas no Grupo São Bento. Com a abertura do Oceano Atlântico Sul, as antéclises limitantes da Província Paraná foram reativadas e transformadas em arcos. A deposição de arenitos de granulação fina a média passou a ocorrer com o rebaixamento do fundo da bacia e a formação de ampla depressão topográfica. Estes depósitos podem ser separados em duas unidades, diferenciadas quanto à sua gênese: uma inferior, correspondente à Formação Botucatu e discordante sobre a Bacia do Paraná, inicialmente composta por depósitos de rios efêmeros e lençóis de areia, seguidos por arenitos eólicos; e outra superior, composta por lentes de arenitos eólicos, intercaladas nas rochas vulcânicas da Formação Serra Geral. Contexto regional A área de estudo encontra-se na região nordeste do estado de São Paulo/sudoeste do estado de Minas Gerais, no flanco leste da Bacia Sedimentar do Paraná. Em um contexto geológico regional, apresenta uma faixa de rochas do embasamento Pré-Cambriano pertencentes ao Grupo Araxá/Canastra e Complexo Campos Gerais (Província Tocantins) (figura 9), rochas do Permiano-Carbonífero até o Cretáceo Superior, incluindo os derrames de rochas básicas intrudidos no pacote sedimentar, e ainda sedimentos Neocenozóicos cobrindo as superfícies. 32 Para Saadi (1991), a ocorrência da Bacia do Paraná no estado de Minas Gerais é uma sinéclise paleozoica bordejada por uma estrutura flexural chamada Flexura de Goiânia ou Arco da Canastra. Esta estrutura exerce influência constante sobre a evolução da borda NE da bacia e seu preenchimento sedimentar, que teve início no Devoniano, prolongando-se pelo Cenozoico. Figura 9 – Localização da área de estudo quanto às Províncias Paraná e Tocantins. Este setor da Bacia do Paraná sofre forte influência tectônica dos terrenos geológicos localizados no sudoeste de Minas Gerais, que apresentam uma evolução tectônica Proterozoica bastante complexa se comparada à evolução Fanerozóica da bacia, já que regionalmente se verificam unidades geotectônicas Pré-Cambrianas em contato direto com uma bacia sedimentar Fanerozóica. Apresenta forte controle estrutural balizado pela atividade Neotectônica durante o Cenozóico, decorrente do comportamento ascensional expressivo durante o Mesozóico (ALMEIDA, 1980; LIMA, 2009). A Bacia do Paraná possui uma inclinação homoclinal com deflexão na direção aproximada E-W, com mergulho suave de 1,5º em direção ao rio Paraná. Em alguns locais os valores de mergulho são relativamente altos, decorrentes de tectonismo associado a derrames basálticos e intrusões de sills de diabásio (IPT, 1981; BARTOLOMEU, 2009). Verificam-se dois estilos estruturais principais, decorrentes de deformações associadas a intrusões ígneas e deformações associadas a reativações tectônicas lineares do embasamento cratônico. Segundo 33 Soares et al (1973), as falhas isoladas são bastante frequentes, porém de pequena expressão regional. As falhas mais frequentes são normais, podendo ocorrer falhas inversas. Duas direções principais de estruturas no interior da bacia, uma NW-SE e outra NE- SW, representam as áreas de maior mobilidade tectônica do embasamento, reativadas durante a evolução da Bacia do Paraná. (SOARES et al, 1982). De acordo com Perdoncini (2003), a influência exercida por esses padrões estruturais ao longo do tempo geológico foi diferente para cada um desses trends. As duas estruturas tiveram controle sobre a sedimentação e estão relacionadas a movimentos transcorrentes, mas somente as estruturas NW condicionaram os diques e soleiras de diabásio durante a separação do Gondwana, no Cretáceo. Uma outra direção de lineamento, E-W, teve início a partir do Triássico. Tais reativações são interpretadas como alívio de esforços intraplaca associadas a picos de atividade tectônica da margem ocidental do Gondwana (SOARES et al, 1974; PERDONCINI, 2003). Segundo Soares et al (1982), considerando as condições geológicas e estruturais da Bacia do Paraná, interpreta-se que seus lineamentos representem reflexos em superfície de descontinuidades profundas como falhas. Sua extensão em superfície geralmente influi nas variações do mergulho regional do acamamento e a concordância de algumas faixas com direções de falhas de terrenos Pré-Cambrianos da borda da bacia reforçam essa ideia. Tendo em vista o cenário tectônico posterior ao magmatismo Serra Geral, Riccomini (1995) considera o alinhamento Ribeirão Preto-Campinas como sendo de menor expressão, e que parece ter exercido certo controle na distribuição dos sedimentos rudáceos da região de Franca e Pedregulho, bem como das soleiras de diabásio nas unidades paleozoicas e o de Rifaina-São João da Boa Vista, que estabelece limite na extensão nordeste na área de ocorrência de sedimentos do Paleozoico. A configuração da borda oriental da Bacia Bauru, a distribuição da Formação Itaqueri, bem como as reentrâncias na área de ocorrência da Formação Serra Geral indicam movimentos de componentes sinestral ao longo dos alinhamentos NNW, e dextral nos alinhamentos WNW (RICCOMINI, 1995). Um estudo considerando as características dos sedimentos, bem como sua distribuição, além de morfoestruturas, morfotectônica e de falhas no Sul de Minas Gerais e São Paulo realizado por Hasui (2019) possibilitou estabelecer uma divisão em seis compartimentos neotectônicos. O Compartimento II (figura 10) apresenta lineamentos NS, NW e EW que são marcados pelo relevo da Depressão Periférica e cuestas da Bacia do Paraná, com uma rede de drenagem apresentando padrões retangular a paralelo. As estruturas são representadas por 34 falhas transcorrentes EW, normais NS e NW, e também falhas inversas/reversas NE, que são atribuídas a dois pulsos neotectônicos. O primeiro pulso teria gerado as falhas transcorrentes, normais NW e inversas/reversas NE, e o segundo, as falhas NS. Figura 10 - Compartimentos neotectônicos de SP, sul de MG, PR e norte de SC. Destaque para o compartimento II com falhas normais (símbolos vermelhos). Fonte: HASUI, 2019. Segundo Hasui et al (1999), notáveis alinhamentos NW-SE são as principais estruturas que controlam as rochas do Grupo Bauru e Formação Itaqueri, alinhamentos interpretados como falhas normais com mergulhos voltados para SW. No Cenozoico, o relevo e a rede de drenagem são controlados por estruturas tectônicas, em que se percebe predominantes as orientações NW-SE. São comuns feixes no sentido E-W a controlar parte do relevo e promovendo capturas de drenagem. Feixes na direção NE-SW são compreendidos como dominantemente transpressivos (HASUI et al, 1998; HASUI et al, 1999). Considerando algumas especificidades regionais da Província Tocantins, Hasui (2012) descreve que no oeste e sul mineiro, aparecem estrutura sinformais de extensões variando de 120 a 200 km, marcando a extremidade sul da Faixa Brasília: as Sinformas de Araxá, Tapira e Passos, separadas por zonas transcorrentes sinistrais que são interpretadas como rampas 35 laterais. Nesse contexto, as lineações de estiramento têm direção NW, com vergência para SE e ESE. A Sinforma de Passos tem eixo de direção NW e ápice mais apertado do que as anteriores. Seu flanco sul é truncado por uma zona de empurrão que deslocou o Complexo Campos Gerais sobre as unidades Araxá e Canastra (HASUI et al, 2012). 5.2.1 Litoestratigrafia formal e aloformal 5.2.1.1 Coberturas continentais indiferenciadas O mapa geológico do estado de São Paulo (IPT, 1981), na escala de 1:500.000, e de Perrota et al (2005), na escala de 1:750.000 registram na área de estudo a ocorrência de Coberturas Dentríticas Indiferenciadas, compostas por depósitos continentais incluindo sedimentos elúvio-coluvionares de natureza areno-argilosa e depósitos de caráter variado associados a encostas, do Cenozoico (Pleistoceno). Em mapeamento de maior detalhe (1:250.000) elaborado pelo IPT (1999), verificam-se duas ocorrências distintas: sedimentos aluvionares (aluviões em geral, incluindo depósitos de terraços) e sedimentos continentais indiferenciados (areias argilosas e cascalhos incoesos e sem estruturas sedimentares. Para CODEMIG (2017), estas coberturas ocorrem ao longo do Rio Canoas e do Rio Grande. São formados principalmente por sedimentos de granulometria areia e seixo e, em menor proporção, silte, argila e matacão, combinados em proporções variadas. A fração grossa é constituída geralmente de quartzitos, micaxistos e basaltos. As areias e os seixos quartzosos exibem granulação variada, e seu grau de arredondamento indica o porte da drenagem e distância de transporte. O material arenoso contém muito comumente mica e materiais pesados, como ilmenita, magnetita, rutilo e zircão. Aparecem barras conglomeráticas nas porções internas das barras arenosas, que contém clastos variando de seixo até matacão. De acordo com IPT (1999), as coberturas sedimentares cenozoicas encontradas em Franca e região estão amplamente distribuídas em extensas coberturas arenosas de origens diversas, em idades diferentes, recobrindo indistintamente rochas de diferentes unidades, compreendidas por depósitos eluviais, aluviais, coluviais, e de tálus e algumas coberturas de derivação incerta (figura 11). 36 Figura 11 – Perfil topográfico esquemático EW da região de Franca e tipos de depósitos cenozoicos. Fonte: Ponçano et al, 1992. Quanto aos depósitos aluviais, observa-se sua ocorrência nos patamares dos principais vales da região, ou seja, nas várzeas e nos terraços fluviais, principalmente dos rios Sapucaí, Grande, Canoas, Sapucaizinho e Santa Bárbara. Os sedimentos encontrados nas várzeas possuem maior variação em termos líticos, texturais e estruturais que os de terraços. São compostos de conglomerados suportados por seixos e arenitos, podendo apresentar espessuras acima de 5 m, com coloração cinza e creme-esbranquiçada. Verifica-se com frequência depósitos de argila orgânica preta, com troncos e fragmentos carbonizados de madeira (IPT, 1999). Já os colúvios são os depósitos mais espalhados de toda a área em análise. De acordo com o IPT (1999, p. 117), “recobrem as mais variadas formas de relevo e tipos de rochas, principalmente nas encostas, geralmente na frente das cuestas, e são resultantes de um processo de entalhamento das escarpas, sob condições climáticas provavelmente áridas a semiáridas”. Os sedimentos são formados por areias intercaladas com níveis de cascalhos, encontrados em níveis topográficos que variam de 700 a 900 m (HELLMEISTER JÚNIOR, 1997). Por fim, os depósitos de tálus são de pequenas dimensões e frequentes nos sopés das serras e morros mais elevados. São constituídos por clastos grossos, em que predominam matacões de basaltos e arenitos intertrapes (IPT, 1999). 37 5.2.1.2 Cobertura Detrítico-Laterítica Segundo CODEMIG (2017), ocorrem em regiões de terreno aplainado, geralmente sobre a soleira de diabásio (sill Borda da Mata) da Formação Serra Geral, arenitos da Formação Botucatu e sobre a Unidade de Quartzito do Grupo Araxá. Essas coberturas são constituídas de areias e conglomerados inconsolidados de estruturas maciça, gradação normal e inversa, com tendência a lenticularização nas extremidades, podendo evoluir para stonelines. Capeiam morros e colinas, nos interflúvios das principais bacias de drenagem, assentados sobre o sill de diabásio, sobre a Formação Aquidauana e sobre os metassedimentos do Grupo Araxá-Canastra (PERDONCINI, 2003). O material residual, quando desenvolvido sobre o diabásio, ocupa uma superfície com pouca variação topográfica. Por sobre os arenitos da Formação Botucatu, a cobertura se desenvolve formando concentrações ferruginosas e aglomerados, atingindo espessuras de até 1,5 m. Nesse nível concrecionário com textura pisolítica (coalescência de nódulos ferruginosos), verificam-se fragmentos de núcleos primários (quartzo e quartzito), de tamanhos e níveis de alteração variados, cimentados na laterita (CODEMIG, 2017). De acordo com o IPT (1999), os conglomerados são compostos principalmente por seixos e calhaus de quartzitos, quartzo, e fragmentos de canga limonítica, de matriz arenosa mal selecionada. Percebe-se laterização intensa, sendo que a camada rudácea encontra-se com frequência cimentada por material ferruginoso. Controlados pela variação do lençol freático e pela evolução dos níveis de base locais das drenagens, percebe-se ainda a ocorrência em processo da formação de agregados limoníticos. A maior parte das coberturas detrítico-lateríticas são compostas de sedimentos friáveis, com espessura entre 2 a 4 metros, constituída por material areno-siltoso, de cores variando de vermelha clara a marrom, contendo grânulos e seixos ferruginosos de canga laterítica. Esporadicamente, associados ao material mais friável, ocorrem níveis de concreções ferruginosas (3 a 10 cm), formando horizontes de lateritas com até 50 cm de espessura. No estado de Minas Gerais (Folha Desemboque), quando aflorando sobre as rochas quartzíticas do Grupo Araxá, estas coberturas ocupam regiões de interface entre os sedimentos da Formação Aquidauna e os litotipos do embasamento, ocupando região de encosta bem suave com caimento geral no sentido norte-nordeste (CODEMIG, 2017; PERDONCINI, 2003). 38 5.2.1.3 Formação Itaqueri Segundo IPT (1981) e Almeida e Barbosa (1953), a Formação Itaqueri e depósitos correlatos ocorrem em mancha irregular no reverso da cuesta basáltica, no extremo nordeste do estado de São Paulo, entre os municípios de Pedregulho, Franca e Batatais, isolada de outras coberturas pós-trapianas, representando suas partes mais elevadas testemunhos da antiga extensão do Planalto Ocidental. De acordo com Zuquette et al (1995), os sedimentos basais do Cretáceo Superior pertencem à Formação Itaqueri, dentro do Grupo Bauru. Porém, estudos desenvolvidos pelo IPT, Cabral Júnior et al (1992) e por Hellmeister Júnior (1997) propuseram uma redefinição da sequência litoestratigráfica na região de Franca: a até então considerada Formação Itaqueri foi definida como “Formação Franca”, inserindo-a no Grupo São Bento, de idade Cretácea inferior (IPT, 1999). “Os sedimentos desta unidade estão em contatos ora concordantes, ora discordantes com os basaltos da Formação Serra Geral, com os arenitos da Formação Botucatu e também sobre terrenos metamórficos pré-cambrianos” (IPT, 1999, p. 118). Litologicamente a Formação Itaqueri é constituída por membros alternados de arenitos com cimento argiloso, folhelhos e conglomerados. São predominantes os arenitos, sendo os demais termos de extensão limitada, geralmente corpos lenticulares alongados. As estruturas sedimentares não são muito distintas, podendo-se, porém, caracterizar estratificação plano- paralela ou cruzada nos arenitos, disposição caótica dos clastos nos conglomerados mais grossos e estratificação de corrente nos mais finos. Todas essas características apontam ambiente fluvial, cuja deposição teria se realizado em ambiente muito enérgico, sujeito a bruscas mudanças de velocidade de transporte, sugestivo de fanglomerados (ALMEIDA e BARBOSA, 1953; IPT, 1981). 5.2.1.4 Formação Marília A Formação Marília é composta por arenitos grosseiros a conglomeráticos, com grãos angulosos, ricos em feldspatos, raramente apresentam estratificação cruzada de médio porte, com seixos concentrados nos estratos cruzados. São raras as ocorrências de camadas descontínuas de lamitos vermelhos calcáreos (LANDIM et al, 1980). Tal formação se diferencia facilmente das outras unidades pela dominância de grãos grosseiros, níveis de conglomerados com seixos de quartzo, opala, basalto e argilito, com o caráter maciço dos bancos. Ocorrem abundantemente nódulos carbonáticos irregulares esparsos nos arenitos, concentrados em níveis epigenéticos ou em bolsões ou lentes por retrabalhamento (HASUI, 2012). 39 De acordo com IPT (1981), a sedimentação da Formação Marília desenvolveu-se em embaciamento restrito, em regimes torrenciais característicos de leques aluviais e com a deposição de pavimentos detríticos, durante a instalação progressiva de clima semiárido, o qual propiciou a cimentação dos detritos por carbonatos tipo caliche. 5.2.1.5 Formação Serra Geral e intrusivas básicas associadas A Formação Serra Geral caracteriza o grande vulcanismo da bacia sedimentar do Paraná. As rochas são predominantemente vulcânicas principalmente sob a forma de derrames basálticos, ocorrendo mais raramente intrusivas alcalinas. Podem intercalar-se aos derrames pequenas lentes e camadas de arenitos (PETRI; FULFARO, 1983). Os derrames são formados por rochas de coloração cinza escura a negra, geralmente afaníticas. Nos derrames mais espessos, a zona central é maciça, microcristalina e apresenta-se fraturada por juntas subverticais de contração (disjunção colunar) (IPT, 1999). De acordo com IPT (1981), os derrames da Formação Serra Geral afloram na parte superior das escarpas das cuestas basálticas e de morros testemunhos delas isolados pela erosão. Nos planaltos de rebordo dessas cuestas, podem cobrir grandes extensões, como no nordeste do estado de São Paulo. Penetram pelos vales que drenam o Planalto Ocidental expondo-se, por exemplo, no rio Grande. Os corpos intrusivos tabulares concordantes são muito frequentes na Depressão Periférica, na região nordeste do Estado, onde chegam a suportar cuestas locais. Na região de Franca, os derrames basálticos da Formação Serra Geral, geralmente destaca-se na paisagem, através de morros testemunho isolados e superfícies aplainadas elevadas, com bordas escarpadas (HELLMEISTER JÚNIOR, 1997). Associado a este ciclo vulcânico ocorreu, segundo Soares et al (1973), a intrusão de um espesso sill de diabásio, denominado Borda da Mata, com espessura da ordem de 100 m. As principais exposições das rochas que compõem o Sill Borda da Mata ocorrem nos rios Sapucaí-Mirim, Canoas, Santa Bárbara e Ribeirão do Cubatão, onde trechos de seus leitos estão alojados diretamente sobre o sill, além de outras exposições próximas à serra de Furnas e ampla distribuição próxima às escarpas da Serra de Franca (JANONI, 2007). 5.2.1.6 Formação Botucatu A Formação Botucatu é constituída principalmente por arenitos com seleção de regular a boa, granulometria que varia de fina a média, com grãos foscos e esféricos, bem arredondados, com estratificações cruzadas de médio e grande porte, característica de dunas caminhantes, com inclinação em torno de 30°, tangencial na base. O contato inferior no vale do rio Grande, 40 Nordeste do estado de São Paulo, faz-se com rochas pré-cambrianas, porém na Depressão Periférica ela recobre a Formação Piramboia (IPT, 1981; PETRI e FULFARO, 1983). O ambiente de deposição da Formação Botucatu foi predominantemente eólico, num grande deserto de aridez crescente que se estendeu até o início do vulcanismo basáltico (IPT, 1999). Localmente, as maiores áreas de ocorrência dos arenitos Botucatu são no vale do rio Sapucaí-Mirim, onde se interligam por uma faixa irregular na divisa com os municípios de Claraval e Ibiraci, onde os arenitos da Formação Botucatu aparecem no relevo escarpado entre a Formação Piramboia, sotoposta, e os derrames da Formação Serra Geral, sobreposta (IPT, 1999). Podem ocorrer principalmente na porção basal da unidade, corpos lenticulares de arenitos heterogêneos, de granulação média a grossa, passando a arenitos conglomeráticos, cujos seixos são em maioria de quartzo e quartzito. Em meio aos arenitos, podem existir sedimentos lacustres em camadas de espessura máxima da ordem de alguns metros, constituídos de leitos de argilito e siltito argiloso com estratificação em geral plano-paralela (HELLMEISTER JUNIOR, 1997). No estado de Minas Gerais (Folha Desemboque), a Formação Botucatu aparece de forma descontinua, principalmente na porção leste, tanto a sul como a norte do Rio Grande. Seu topo faz contatos com as unidades da Formação Marília a sul e, a norte, com a Formação Serra Geral. A porção inferior da Formação Botucatu faz contato com a soleira de diabásio a sul e com unidades do embasamento a norte. Os afloramentos ocorrem nas encostas de morro, muitas vezes pouco intemperizados. A unidade é sub-horizontal, com leve mergulho para WSW e com espessura variando entre 60 e 80 metros. Considera-se que essa variação da espessura provém do paleorrelevo do embasamento (CODEMIG, 2017). 5.2.1.7 Formação Piramboia A Formação Piramboia é constituída de arenitos que variam de esbranquiçados a amarelados e avermelhados, síltico-argilosos, com granulação que varia de media a muito fina, com grãos mal selecionados, polidos, subangulares e subarredondados. São verificadas ocorrências de finas intercalações de argilitos e siltitos (PETRI e FULFARO, 1983). O ambiente deposicional da Formação Piramboia foi considerado como uma associação de depósitos eólicos de dunas, interdunas e lençóis de areias, entremeados por depósitos fluviais subordinados (LIMA, 2009). Segundo Soares et al. (1973), é de origem fluvial, situada entre o Triássico Inferior e o Jurássico Superior, não ultrapassando 60 metros 41 de espessura na região de Franca. Ocorrem relações de contato abruptas ou transicionais com a Formação Botucatu sobreposta, o que sugere penecontemporaneidade (PERDONCINI, 2003). Quanto à granulometria, varia de média a muito fina, localmente grossa, com até 20% de matriz argilosa, e pode conter camadas finas de lamitos em intercalação. Na região, os pacotes arenosos são caracterizados por estratificação cruzada planar, plano-paralela, tangencial na base e mais raramente acanalada. Localmente, atingem cerca de 60 m de espessura (IPT, 1999). Com a sobreposição da Formação Botucatu, a Formação Piramboia pode manter relações de contato transicionais ou abruptas, sugerindo penecontemporaneidade. A base desta unidade é marcada por um sill de diabásio (Borda da Mata), situação bem demonstrada no vale do rio Canoas (HELLMEISTER JÚNIOR, 1997), porém inexistente no vale do Rio Grande (IPT, 1981). 5.2.1.8 Formação Aquidauana Nesta formação ocorrem predominantemente arenitos e siltitos de tonalidades avermelhadas. Verificam-se também folhelhos vermelhos ou esverdeados, conglomerados, diamictitos e ritmitos. Os arenitos finos e siltitos são caracterizados por corpos tabulares ou alongados com intercalações de lentes de arenito grosso, feldspático, as vezes seixosos, ou ainda de lentes de conglomerados com matriz arenosa e seixos centimétricos de rochas do embasamento cristalino. Siltitos vermelhos e folhelhos também vermelhos ou esverdeados constituem camadas com estratificação plano-paralela. Ritmitos estão às vezes presentes. Os arenitos, quando não maciços, mostram estratificação plano-paralela ou cruzada, acanalada ou tangencial, podendo ocorrer marcas de onda. Diamictitos são comuns, constituindo corpos descontínuos, alongados, espessos de poucos metros. Certos diamictitos, de matriz homogênea, também vermelha, possuindo clastos espessos, alguns com evidencias de abrasão glacial, representam tilitos (IPT, 1981). Essas rochas afloram no sudeste da área de estudo, sendo o prolongamento da Falha de Cássia (NNW) a nordeste seu limite. O contato basal ocorre com os metassedimentos Araxá- Canastra, e de topo com a Formação Botucatu de forma discordante. Verifica-se a ocorrência de corpos de sedimentos areno-conglomeráticos inconsolidados cenozoicos, ora sobre os sedimentos areno-conglomeráticos, ora os pelitos e conglomerados maciços aflorantes. Trata- 42 se da mais antiga unidade estratigráfica da Bacia do Paraná que aflora na área de estudo, descrita como Stephaniana (Carbonífero Superior) (PERDONCINI, 2003). De acordo com CODEMIG (2017), a Formação Aquidauana ocorre de forma descontínua na parte mineira da área de estudo, tanto a norte como a sul do Rio Grande. A base da unidade está em contato com o embasamento cristalino, resultando em espessura variada devido ao paleorrelevo. No topo da camada encontra-se o contato com a Formação Serra Geral, tanto com a soleira de diabásio (sill Borda da Mata) a sul do Rio Grande como com as rochas vulcânicas na porção norte. A Formação Aquidauana, num contexto geomorfológico, assim como a Formação Botucatu, é caracterizada pela formação de cuestas. Os afloramentos são abundantes e, quando intemperizados, resultam em solos arenosos de coloração variando de laranja a amarelada. 5.2.1.9 Grupo Araxá-Canastra O Grupo Araxá-Canastra é formado por um espesso pacote metassedimentar de orientação NW-SE, com rochas vulcânicas ou intrusivas associadas, assentado com superfícies de cavalgamento sobre rochas do embasamento (Complexo Campos Gerais ou Barbacena). Interpreta-se como único remanescente no Estado de São Paulo da Faixa de Dobramentos Uruaçu, do Proterozoico Médio. (IPT, 1981; PERDONCINI, 2003). Segundo CODEMIG (2017), o Grupo Araxá, na abrangência da área de estudo, está dividido em: Segmento Tapira e Segmento Nappe de Passos. O relevo varia em função litologia. Pode apresentar colinas com encostas suaves, e também são comuns lajedos no leito de drenagens, que são utilizadas na construção de alicerces de casas, pisos de currais e cercas. Na área de ocorrência dessas rochas é comum observar solo residual arenoso de coloração branca, uma feição muito útil para a cartografia geológica. Também pode apresentar camadas em cristas alinhadas destacando-se no relevo, compostas predominantemente por quartzitos e por quartzo xistos que são esbranquiçados a esverdeados e possuem granulação grossa, constituídos de quartzo, muscovita e turmalina. Outras unidades dão origem a extensas serras com morfologia de hogback que, em geral, representam os máximos topográficos locais. De acordo com Perdoncini (2003), no sudoeste de Minas Gerais e nordeste de São Paulo são reconhecidos terrenos supracrustais alóctones do Grupo Araxá cavalgando sobre os terrenos migmatíticos e gnaisse-granito-greenstone, assim como sobre o Grupo Bambuí e a sequência Carmo do Rio Claro, embasando a Bacia do Paraná Já o Grupo Canastra registra ocorrência na área de estudo pelo Segmento Represa do 43 Estreito, onde se percebe alternância de pacotes quartzíticos e pacotes de filitos. Essas rochas do Grupo Canastra apresentam uma estrutura antiformal com eixo de caimento duplo, para NW e SE, dando-lhe característica de uma braquiantiformal (CODEMIG, 2017). 5.2.1.10 Complexo Campos Gerais Trata-se de um conjunto litológico retrabalhado tectonicamente em sucessivos ciclos de dinamismo crustal, que se localiza entre o cráton do Paramirim e o Maciço de Guaxupé e que corresponde parcialmente à faixa de rumo noroeste. É composto por um conjunto de milonito-gnaisses, filonitos, granitóides cataclasados, metabasitos e calcossilicatadas ao norte de Alfenas e que se estenderia desde São Sebastião do Paraíso até as proximidades de Lavras. Entre Cássia e Alpinópolis, as rochas são migmatíticas e apresentam-se menos cataclásticas, sugerindo que foram ou poupadas da deformação mais intensa, pelo fato de estarem mais ao norte, ou migmatizadas em uma fase posterior. Esta segunda hipótese é reforçada pelas idades brasilianas obtidas nessas rochas (RADAMBRASIL, 1983). Sua ocorrência é registrada no sudeste da área de estudo, onde verifica-se um conjunto de gnaisses de granulação média a grossa, com feições de deformação plástica (xistosidade e dobras) sobrepostas por falhas, dando à rocha um aspecto cataclástico. Esses gnaisses ocorrem como uma lente estreita (aproximadamente 1 km de largura) de direção NW a NS, limitada por contatos tectônicos subverticais que, na porção sul, correspondem à falha de Cássia e, a norte, segue a ramificação da falha do Funil, que tem orientação NS. Camadas decimétricas de anfibolito ocorrem associadas aos gnaisses. As características estruturais, texturais e composicionais dessas rochas são semelhantes às dos terrenos gnáissicos paleoproterozoicos/arqueanos que ocorrem mais a Leste, no domínio cratônico. Esse terreno gnáissico forma uma região de topografia suave, que contrasta com os quartzitos adjacentes, porém não difere muito dos terrenos ocupados pelos xistos e gnaisses da Nappe de Passos. A rocha exibe coloração cinza esbranquiçada, por vezes com porções escuras (pretas a verdes) relacionadas às camadas ricas de biotita e/ou de anfibolito. É cortada por fraturas e falhas de pequena escala e orientações variadas. Também apresenta veios quartzo-feldspáticos que revelam o caráter migmatítico desses gnaisses (CODEMIG, 2017). 44 Contexto regional Com base no levantamento bibliográfico e cartográfico realizado, foram verificadas as ocorrências litológicas descritas a seguir. De acordo com IBGE (2017), escala 1:250.000 (figura 12), a geologia da área de estudo é composta por: a) E3dl - Coberturas detrito-lateríticas (Cenozoico - Paleógeno; Oligoceno). b) K2Eit – Formação Itaqueri (Mesozoico – Cretaceo – Superior); c) K2ma – Formação Marília (Mesozoico – Cretaceo – Superior – Santoniano); d) K1(B)sg - Formação Serra Geral (Mesozoico – Cretáceo – Inferior – Valanginiano); e) J3K1bt – Formação Botucatu (Mesozoico – Jurássico Superior); f) Tp - Formação Piramboia (Mesozoico – Triássico – Médio – Ladiniano); g) C2P1a – Formação Aquidauana (Paleozoico – Carbonífero – Pensilvaniano); h) NP12ar – Grupo Araxá (Proterozoico); i) MP1cn - Grupo Canastra (Proterozoico – Mesoproterozoico – Calymmiano); j) MP1cp – Formação Paracatu (Proterozoico – Mesoproterozoico – Calymmiano); k) A3cg - Complexo Campos Gerais (Arqueano-Mesoarqueano). Figura 12 – Geologia da área de estudo, segundo IBGE (2017). 45 Em um mapeamento de maior detalhe, considerando apenas o estado de São Paulo, o IPT (1981) (figura 13), escala 1:500.000, caracteriza as seguintes unidades geológicas: a) Qi – Sedimentos continentais indiferenciados b) Grupo Bauru KTii – Sedimentos correlatos à Formação Itaqueri KTi – Formação Itaqueri c) Grupo São Bento JKβ – Rochas intrusivas básicas (Formação Serra Geral) JKsg – Formação Serra Geral JKb – Formação Botucatu TRJp – Formação Pirambóia d) PMcQ – Grupo Canastra Figura 13 – Geologia da área de estudo, segundo IPT (1981). Para o estado de Minas Gerais, um mapeamento realizado pela CODEMIG (2017) das folhas SF-23-V-A-II (Desemboque) e SF-23-V-A-V (São Tomás de Aquino) em escala de 1:100.000 (figura 14) indica as seguintes ocorrências: a) Q2a – Depósitos Aluvionares b) ENdl – Coberturas detrítico-lateríticas indiferenciadas 46 c) Grupo Bauru K2m – Formação Marília d) Grupo São Bento K1_delta_sg – Formação Serra Geral K1_delta_sgi – Intrusiva relacionada à Formação Serra Geral K1bt – Formação Botucatu e) Grupo Passa Dois P3T1p - Formação Piramboia f) Grupo Itararé C2P1a – Formação Aquidauana) g) Grupo Araxá Segmento Tapira Segmento Nappe de Passos h) Grupo Canastra Segmento Represa do Estreito i) A3cg – Complexo Campos Gerais Figura 14 – Geologia das folhas Desemboque e São Tomás de Aquino. Fonte: CODEMIG, 2017. Comtemplando parte da área de estudo, o mapeamento realizado por Perdoncini 47 (2003) na escala de 1:50.000 (figura 15) considera as seguintes unidades geológicas: Figura 15 – Geologia de parte da área de estudo. Fonte: Perdoncini, 2003. a) Holoceno QHa - Aluviões QHt - Terraços QHta - Tálus b) Pleistoceno QP – Coberturas arenosas/conglomeráticas c) Terciário TTfr – Formação Franca (Itaqueri) d) Kb – Grupo Bauru e) Grupo São Bento JKdb – Formação Serra Geral (sill de diabásio) JKba – Formação Serra Geral (basalto) Tb – Formação Botucatu 48 f) Grupo Itararé CPa – Formação Aquidauana g) Grupo Araxá-Canastra pCaq – (quartzitos) pCax – Grupo Araxá-Canastra (micaxistos) pCagx – Grupo Araxá-Canastra (granada-micaxistos) As aloformações são unidades individuais que definem depósitos superficiais com heterogeneidade lítica, sendo as características químicas, físicas e paleontológicas variáveis horizontal e verticalmente em toda a unidade. Deve apresentar-se mapeável em escala coerente com o trabalho realizado e apresentar uma seção tipo. O estabelecimento da unidade não necessariamente é relacionado à sua gênese, mas a interpretação genética pode influenciar o traçado dos limites, podendo até utilizar as superfícies geomorfológicas para tal, porém seu nome não deve ser utilizado na classificação da mesma (BARTOLOMEU, 2009). Trabalhos realizados sobre os municípios de Franca (Lima, 2009) (figura 16) e Cristais Paulista (Bartolomeu, 2009) (figura 17) consideram aspectos da litologia aloformal, conforme figuras abaixo. Figura 16 – Geologia aloformal do município de Franca. Fonte: Lima, 2009. a) Coberturas Cenozoicas; 49 KTii – Formação Itaqueri (arenito fino, arenito grosso, arenito grosso conglomerático, siltito e siltito conglomerático. b) Grupo Bauru KTim - Formação Marília (arenito) c)Grupo São Bento JKsg – Formação Serra Geral (basalto e diabásio) JKbaa – Formação Botucatu (arenito silicificado) TrJpa – Formação Piramboia (arenito) Figura 17 – Geologia do município de Cristais Paulista. Fonte: Bartolomeu, 2009. A geologia formal e aloformal do município de Cristais Paulista foi assim interpretada por Bartolomeu (2009): Aloformação Taquara: de acordo com Bartolomeu (2009), a Aloformação Taquara originou-se de processos de formação de leques coalescentes já arrasados pela erosão, perdendo sua morfologia padrão no relevo. Percebe-se grande contribuição de material de rochas básicas (basalto e diabásio) intemperizado, sendo possível observar também sedimentos arenosos das Formações Itaqueri e Botucatu. Verifica-se ainda conglomerados compostos por quartzo, montmorilonita, ilmenita, hematita, gibbsita e caulinita. 50 Figura 18 - Coluna estratigráfica formal e aloformal de ocorrência em Cristais Paulista. Fonte: Bartolomeu (2009). Aloformação Água Limpa: esta aloformação é caracterizada por depósitos predominantemente arenosos, cujos materiais correlacionam-se às Formações Itaqueri e Botucatu, com baixa contribuição de rochas básicas (basaltos e diabásios), porém podendo observar-se fragmentos destas rochas. Percebe-se a presença de blocos cravados em matriz arenosa poligenética, o que indica ser um material colúvio-aluvial recente (BARTOLOMEU, 2009). 51 Aloformação Descalvado: segundo Bartolomeu (2009), trata-se de depósitos com lateritas retrabalhadas em forma de seixos, em que se verifica a presença de quartzo, hematita e magnetita. Aloformação Onça: trata-se de um depósito retrabalhado, cuja mineralogia é composta dequartzo, caulinita e hematita, com magnetita e seixos. A origem do depósito é diretamente relacionada à Formação Botucatu por apresentar materiais arenosos característicos desta formação (areias foscas, bimodais, bem arredondadas). Atribui-se a presença de material silto- argiloso na amostra à contribuição da Formação Itaqueri, de onde possivelmente provem a caulinita (BARTOLOMEU, 2009). Aloformação Cristais: é desenvolvida por leques coalescentes de formação recente, registrando feições características na paisagem. Apresenta semelhanças com a Aloformação Taquara, tanto na gênese quanto nos materiais encontrados. Caracteriza-se por um depósito conglomerático composto por quartzo, montmorilonita, ilmenita, hematita, gibbsita e caulinita (BARTOLOMEU, 2009). A figura 18 ilustra a coluna estratigráfica formal e aloformal do município de Cristais Paulista, segundo Bartolomeu (2009). 6. CLIMA Considerando os aspectos climáticos, a região compreendida na área de estudo é classificado como Tropical de Altitude, pelo sistema proposto por Köppen, caracterizado pelo inverno seco e verão chuvoso. Segundo Setzer (1966), compreende três tipos climáticos na região: Cwa, quente e úmido com inverno seco; Cwb, temperado úmido com estação seca; e Aw, tropical com inverno seco (tabela 2). 52 Tabela 2 – Caracterização dos tipos climáticos na região de Franca, de acordo com a classificação climática de Köppen, segundo Setzer (1966). Tipo climático Símbolo Total de chuva no período seco Temperatura média no mês mais quente Temperatura média no mês mais frio Quente com inverno seco Cwa Menos de 30 mm Acima de 22ºC Abaixo de 18ºC Temperado com inverno seco Cwb Menos de 30 mm Abaixo de 22ºC Abaixo de 18ºC Tropical com inverno seco Aw Menos de 30 mm Acima de 22ºC Superior a 18°C Ainda segundo Setzer (1966), a região de Franca apresenta as seguintes características: a) 5 meses super úmidos subtropicais: novembro a março; b) 2 meses úmidos subtropicais: outubro e abril; c) 1 mês sub-úmido subtropical: setembro; d) 1 mês semiárido subtropical: maio; e) 1 mês árido subtropical: agosto; f) 2 meses semiáridos temperados: junho e julho. De acordo com Monteiro (1973), o estado de São Paulo é dividido em nove unidades climáticas (figura 19). A região nordeste do estado corresponde à unidade V c, setor Norte. Essa unidade é caracterizada por clima tropical alternadamente seco e úmido, sendo controlada por massas equatoriais e tropicais. Considerando a variação espacial das chuvas no período de 1971-1993, Sant’Anna Neto (1995) identificou três grandes conjuntos. Destes, a região de Franca está inserida em sua maior parte no segundo conjunto, com pluviosidade média anual entre 1.500 e 2.000 mm, abrangendo entre outras áreas, o Planalto de Franca. Tendo como base a classificação climática proposta por Monteiro (1973) e nas análises dos dados obtidos em 394 postos pluviométricos (1971-1993), além de considerar a dinâmica atmosférica e a configuração do relevo, SANT’ANNA NETO (1995) apresentou uma carta síntese da variação espaço-temporal das chuvas, definindo oito unidades regionais e 25 53 subunidades homogêneas para o estado de São Paulo. A região de Franca (localizado na unidade das cuestas basálticas, subunidade Franca-Batatais e na unidade Norte, subunidade Vale do Sapucaí-Mirim) apresenta totais de precipitação média anual superior a 1500 mm em função do fator altitude. Neste período, a estação chuvosa (outubro a março) concentrou 80% da precipitação total anual, o que ocasiona uma estação seca mais prolongada (IPT, 1999). Figura 19 - Classificação climática do estado de São Paulo, segundo Monteiro (1973). De acordo com dados históricos do Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), obtidos da Estação Meteorológica Automática localizada em Franca (a única estação situada na área de estudo), a temperatura média anual é de 20,2°C e a precipitação média anual é de 1545 mm, conforme dados contidos na tabela 3 e na figura 20. 54 Tabela 3 – Dados climáticos de Franca, período 1961-1990 Mês Precipitação (mm) Temperatura (°C) Janeiro 281 22 Fevereiro 249 22.1 Março 198 21.7 Abril 77 20.1 Maio 39 18.1 Junho 21 17 Julho 15 16.9 Agosto 11 18.9 Setembro 41 20.7 Outubro 159 21.5 Novembro 206 21.5 Dezembro 248 22.7 Fonte: INMET. Dados históricos (1961-1990). Figura 20 – Climograma de Franca. Fonte: INMET. Dados históricos (1961-1990). Com base nestes dados, é possível verificar duas estações bem definidas. O período mais quente e chuvoso concentra-se de outubro a março, sendo que o mês de janeiro registra a maior média dos índices de precipitação total (281 mm). Já o período em que se registram as mais 55 baixas médias de temperatura é também o mais seco, entre junho e agosto, sendo que os registros relativos a agosto demonstram a menor média dos índices de precipitação total (11 mm). 7. PEDOLOGIA Com base no levantamento bibliográfico e cartográfico realizado, foram verificadas as ocorrências pedológicas descritas a seguir. De acordo com o Projeto RadamBrasil (1983), escala 1:1.000.000 (figura 21), a pedologia da área de estudo é composta por: Figura 21 – Pedologia da área de estudo. Fonte: RadamBrasil (1983). a) LEd11: Latossolo Vermelho-Escuro distrófico textura argilosa relevo suave ondulado + Cambissolo álico textura média e argilosa relevo ondulado, ambos A moderado. (Podzólico Vermelho-Amarelo álico Tb A moderado textura média/argilosa relevo ondulado). b) LEd15- Latossolo Vermelho-Escuro textura muito argilosa+ Latossolo Vermelho-Escuro plíntico textura muito argilosa cascalhenta + Latossolo variação Una textura muito argilosa, todos distróficos A moderado relevo suave ondulado e plano. (Piintossolo concrecionário distrófico A moderado textura muito argilosa relevo suave ondulado e plano). c) LRd2: Latossolo Roxo distrófico A moderado textura muito argilosa e argilosa relevo ondulado e suave ondulado. (Latossolo Roxo distrófico e eutrófico +Terra Roxa Estruturada eutrófica, ambos A moderado textura muito argilosa e argilosa fase pedregosa relevo forte ondulado). d) LRd9: Latossolo Roxo relevo suave ondulado e ondulado + Latossolo Roxo relevo forte ondulado e montanhoso, ambos distróficos + Latossolo Roxo eutrófico relevo forte ondulado e 56 montanhoso, todos A moderado textura muito argilosa e argilosa. (Terra Roxa Estruturada textura muito argilosa + Cambissolo textura argilosa fase pedregosa + Solos Litólicos textura argilosa fase pedregosa, todos eutróficos A moderado relevo forte ondulado e montanhoso). e) LVd7: Latossolo Vermelho-Amarelo A moderado e proeminente textura média + Latossolo VermelhoEscuro A moderado textura média e argilosa, ambos distróficos relevo suave ondulado. (Latossolo VermelhoAmarelo álico textura média + Latossolo Roxo distrófico textura argilosa + Podzólico Vermelho-Amarelo álico Tb textura arenosa/média, todos A moderado relevo suave ondulado). f) AQd: Areias Ouartzosas A fraco e moderado + Latossolo Vermelho-Amarelo A moderado textura média ambos di stróficos relevo suave ondulado e plano. (Latossolo Vermelho-Escuro textura argilosa + Podzólico Vermelho-Amarelo Tb textura arenosa/média, ambos distróficos A moderado relevo suave ondulado). g) Ra4: Solos Litólicos + Cambissolo, ambos álicos A moderado textura média fase pedregosa relevo forte ondulado e montanhoso. (Areias Quartzosas álicas A moderado relevo suave ondulado). h) PVa22: Podzólico Vermelho-Amarelo Tb textura média/argilosa relevo ondulado e forte ondulado + Cambissolo textura média fase não pedregosa e pedregosa relevo forte ondulado e ondulado, ambos álicos A moderado. (Latossolo Vermelho-Amarelo + Latossolo Vermelho- Escuro, ambos textura argilosa relevo ondulado + Solos Litólicos textura média relevo forte ondulado, todos álicos A moderado). i) PVe12: Podzólico Vermelho-Amarelo + Podzólico Vermelho-Escuro, ambos eutróficos textura média/argilosa + Podzólico Vermelho-Amarelo distrófico textura média com cascalho/argilosa com cascalho, todos Tb A moderado relevo forte ondulado e ondulado. j) Ca35 - Cambissolo relevo ondulado + Solos Litólicos relevo forte ondulado, ambos textura média fase pedregosa + Latossolo Vermelho-Escuro textura argilosa relevo suave ondulado, todos álicos A moderado. k) P - Associação complexa de Podzol A proeminente e turfoso relevo suave ondulado e plano + Solos Litólicos álicos A proeminente relevo suave ondulado e ondulado + Cambissolo álico A proeminente relevo suave ondulado e ondulado, todos textura arenosa e média fase pedregosa e não pedregosa + Afloramentos de Rocha A consulta sobre materiais cartográficos sobre solos da área de pesquisa constatou que o estado de São Paulo conta, desde 1960, com uma Carta de Solos na escala de 1:500.000 (figura 22), elaborada pela Comissão Nacional de Solos (BRASIL, 1960). 57 Figura 22 – Pedologia da área de estudo, no estado de São Paulo. Fonte: Brasil (1960). Nesse mapeamento, foram verificadas as seguintes unidades de solos: a) LR: Latossolo Roxo; b) LVA: Latossolo Vermelho-amarelo fase arenosa; c) RPV-RLV: Regosol “Intergrade” para Podzólico Vermelho-amarelo e Intergrade para Latosolo Vermelho-amarelo – agrupamento indiscriminado; d) R: Regosol; e) Hi: Solos hidromórficos; f) Li-b: Litosol fase substrato basaltito; g) Li-ac: Litosol fase substrato arenito calcário. Em mapeamento mais recente, Oliveira et al (1999) (figura 23) identificaram as seguintes unidades: a) LV12: Latossolo Vermelho Distroférrico, com horizonte A moderado, textura argilosa, ocorrendo em reIevo ondulado e suave ondulado; 58 Figura 23 – Pedologia da área de estudo, no estado de São Paulo, segundo Oliveira et al (1999). b) LV20: Latossolo Vermelho Distroférrico, ocorre em reIevo suave ondulado + Latossolo Vermelho Distroférrico e Eutroférrico em reIevo forte ondulado e montanhoso, todos com horizonte A moderado e textura argilosa; c) LV48: Latossolo Vermelho Distrófico com textura argilosa, em relevo suave ondulado + Cambissolo Háplico Distrófico, de textura média e argilosa em relevo ondulado, ambos com horizonte A moderado; d) LVA31: Latossolo Vermelho-amarelo Distrófico com horizonte A moderado e proeminente, de textura média + Latossolo Vermelho Distrófico com horizonte A moderado, textura média e argilosa, ambos ocorrendo em relevo suave ondulado; e) RL11: Neossolo Litólico Distrófico + Cambissolo Háplico Distrófico, ambos com horizonte A moderado, textura média fase pedregosa, ocorrendo em relevo forte ondulado e montanhoso. f) RQ4: Neossolo Quartzarênico árticos com horizonte A fraco e moderado + Latossolo Vermelho-amarelo com horizonte A moderado e textura média, ambos Distróficos em relevo suave ondulado e plano. g) CX23: Cambissolo Háplico Distrófico em relevo ondulado + Neossolo Litólico Distrófico em relevo forte ondulado, ambos de textura média fase pedregosa + Latossolo Vermelho Distrófico de textura argilosa em relevo suave ondulado, todos com horizonte A moderado. No estado de Minas Gerais, mapeamento realizado pela UFV et al (2010) (figura 24) identificou as seguintes classes de solos para a área de estudo: 59 Figura 24 – Pedologia da área de estudo, no estado de Minas Gerais, segundo UFV et al (2010). a) LVAd3 – Latossolo Vermelho-amarelo distrófico típico A moderado textura média; fase caatinga hipoxerófila, relevo plano e suave ondulado. b) LVe1 – Latossolo Vermelho eutrófico típico A moderado textura argilosa; fase floresta caducifólia, relevo plano e suave ondulado. c) LVd2 – Latossolo Vermelho distrófico típico A moderado textura argilosa; fase cerrado, relevo plano e suave ondulado. d) LVdf1 – Latossolo Vermelho distroférrico típico A moderado/proeminente textura argilosa; fase floresta subcaducifólia, relevo plano e suave ondulado. e) AR4 – Afloramento Rochoso + Cambissolo Háplico distrófico típico e lépticos A moderado, textura siltosa/argilosa + Neossolo Litólico distrófico típicos A fraco/moderado; todos fase floresta subperenifólia, relevo montanhoso. f) RLd1 – Neossolo Litólico distrófico típico A fraco/moderado; fase campo cerrado, relevo ondulado e escarpado. g) CXbd24 – Cambissolo Háplico distrófico típico A moderado, textura média, cascalhento; fase floresta subcaducifólia, relevo forte ondulado. h) PVAe2 – Argissolo Vermelho-amarelo eutrófico típico A moderado, textura média/argilosa; fase floresta subcaducifólia, relevo forte ondulado e montanhoso. 60 i) FTd1 - Plintossolo Argilúvico distrófico típico, A moderado, textura média/argilosa; fase caatinga hipoxerófila, relevo ondulado. O trabalho de Jiménez-Rueda (2011) (figura 25) e Lima (2009) descrevem as seguintes classes de solos para o município de Franca: Figura 25 – Pedologia do município de Franca. Fonte: Jiménez-Rueda (2011). a) Gleissolos: Gleissolo gravitacional. b) Vertissolos: Vertissolo flúvico. c) Organossolos: Organossolo sáprico; d) Neossolos: Neossolo regolítico gravitacional; Neossolo flúvico quartzarênico gleico; Neossolo litólico; Neossolo concrecionário; Neossolo flúvido gleico concrecionário regolítico gravitacional; Neossolo flúvico quartzarênico paleogleico concrecionário cascalhento; Neossolo regolítico gravitacional distroférrico; Neossolo regolítico distrófico gravitacional; e) Cambissolos: Cambissolo háplico flúvico gleico concrecionário cascalhento; 61 Cambissolo gleico; Cambissolo háplico distrófico; Cambissolo distrófico concrecionário cascalhento quartzarênico; Cambissolo háplico distroférrico concrecionário; Cambissolo háplico distrófico concrecionário regolítico gravitacional; Cambissolo flúvico metânico; Cambissolo distroférrico gravitacional concrecionário; Cambissolo distroférrico; Cambissolo háplico flúvico eutrófico concrecionário; Cambissolo distrófico regolítico gravitacional; Cambissolo háplico; f) Argissolos: Argissolo vermelho-escuro pseudoglei regolítoco concrecionário gravitacional distroférrico; Argissolo vermelho distroférrico; Argissolo vermelho escuro distroférrico regolítico; Argissolo vermelho eutroférrico; Argissolo vermelho flúvico glelizado concrecionário gravitacional; Argissolo vermelho distroférrico regolítico cascalhento gravitacional; Argissolo vermelho eutroférrico concrecionário saprolítico; Argissolo vermelho distroférrico regolítico; Argissolo vermelho eutr