Rio Claro - SP 2022 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro ANA MARIA SFORCIN DUNAS QUATERNÁRIAS DO MÉDIO RIO SÃO FRANCISCO: PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR COM BASE EM MINERAIS PESADOS Rio Claro - SP 2022 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro ANA MARIA SFORCIN DUNAS QUATERNÁRIAS DO MÉDIO RIO SÃO FRANCISCO: PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR COM BASE EM MINERAIS PESADOS 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. Orientador: Prof. Dr. Mario Luis Assine Coorientador: Prof. Dr. Carlos Conforti Ferreira Guedes S523d Sforcin, Ana Maria Dunas quaternárias do médio rio São Francisco : proveniência sedimentar com base em minerais pesados / Ana Maria Sforcin. -- Rio Claro, 2022 144 p. : il., tabs., fotos, mapas Dissertação (mestrado) - Universidade Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro Orientador: Mario Luis Assine Coorientador: Carlos Conforti Ferreira Guedes 1. Granulometria. 2. Sistema eólico. 3. Fontes sedimentares. 4. Sistema de rotas sedimentares. 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. ANA MARIA SFORCIN DUNAS QUATERNÁRIAS DO MÉDIO RIO SÃO FRANCISCO: PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR COM BASE EM MINERAIS PESADOS 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. CARLOS CONFORTI FERREIRA GUEDES Setor de Ciências da Terra/UFPR/Curitiba (PR) Profª. Drª. ANA MARIA GÓES IGc/USP/São Paulo (SP) Prof. Dr. PAULO CÉSAR FONSECA GIANNINI IGc/USP/São Paulo (SP) Conceito: Aprovada. Rio Claro/SP, 06 de janeiro de 2022 AGRADECIMENTOS Ao Prof. Dr. Mario Luis Assine pela orientação, incentivo, paciência e apoio no entendimento das dinâmicas sedimentares do sistema eólico de Xique Xique. Ao Prof. Dr. Carlos Conforti Ferreira Guedes pela coorientação, apoio, paciência e imprescindível ajuda nas análises dos minerais pesados. A todos integrantes do Laboratório de Estudos Sedimentares e Tectônicos (LESTE), especialmente à Patrícia, por todo apoio, conversas, discussões sobre o campo de dunas e cafés da tarde. Ao Laboratório de Estudos Sedimentológicos e Petrologia Sedimentar (LabESed), ao Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR), pertencentes ao Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná, ao Laboratório de Preparação de Amostras, ao Laboratório de Laminação e ao Laboratório de Fotomicroscopia, pertencentes ao Departamento de Geologia da Universidade Estadual Paulista, Câmpus de Rio Claro, pelo apoio na confecção e análise microscópica das lâminas de minerais pesados. A todos os técnicos de laboratório que compartilharam seu conhecimento e me auxiliaram nos procedimentos técnicos. A toda minha família, especialmente meus pais Fernando e Silvia, minha base e principais apoiadores, meu irmão, e meu tio Maurício, incrível pesquisador e inspiração, por toda ajuda. Às minhas amigas de Botucatu e a todos meus amigos de Curitiba, pelo suporte emocional e por estarem sempre presentes, mesmo com distância física. Aprendi e sigo aprendendo muito com todos vocês. A todos os amigos espalhados pelo Brasil que a geologia me proporcionou. Obrigada por todos os encontros, hospedagens, trocas e apoio. Espero que nos reecontremos em breve. Às meninas da República Rivotrio, em Rio Claro, pelo companheirismo, conversas, desabafos e risadas. Sem vocês todo esse processo teria sido bem mais difícil. E claro, à Baleia, a cachorra vira-lata mais especial que existe e que sempre torna tudo mais leve e divertido. Enfim, a todos que contribuíram direta ou indiretamente para a elaboração desta dissertação. O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) - Código de Financiamento 001. RESUMO Minerais pesados têm sido utilizados para estudo de proveniência sedimentar em sistemas costeiros no Brasil. No entanto, em sistemas continentais existem poucas contribuições a respeito. Na região noroeste do Estado da Bahia (médio rio São Francisco) ocorre o maior campo de dunas interiores do Quaternário no Brasil. Abrangendo cerca de 8.000 km² na margem esquerda do rio, e cerca de 200 km² na direita, sua grande extensão é resultado de fatores como alto suprimento de areia, alta energia dos ventos de direção E-W e SE-NW, e a presença da Serra do Estreito na margem oeste do sistema eólico, que age como uma barreira física, impedindo o transporte eólico e favorecendo a acumulação dos sedimentos. A partir de análises granulométricas, da assembleia de minerais pesados, e de variedades de turmalina e zircão, buscou-se identificar as fontes sedimentares dos campos eólicos, entender os mecanismos de deposição e verificar se a proveniência sedimentar variou ao longo do tempo. A maior parte dos depósitos analisados é composto por areia média moderadamente selecionada. Quanto à mineralogia, predominam espécies ultraestáveis e estáveis (turmalina, estaurolita e zircão). A assembleia de minerais pesados nos campos das duas margens é similar, entretanto na margem esquerda o mineral mais abundante é estaurolita, enquanto na direita é turmalina. Análise de variedades de turmalina e zircão demonstra que predominam grãos anédricos moderadamente a bem arredondados. Porém, na margem direita a proporção de grãos anédricos subangulosos e angulosos aumenta. Com a análise estatística da assembleia mineralógica, concluiu-se que, nas duas margens, os terraços fluviais parecem ter atuado como fonte principal dos sedimentos. Na margem esquerda o rio São Francisco agiu como fonte subordinada. Já na direita, o embasamento neoproterozoico (Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina) foi a fonte subordinada, assim como os terrenos granítico-gnáissico-migmatíticos do embasamento do Cráton São Francisco, veios hidrotermais de turmalina e quartzo e rochas ígneas vulcânicas ácidas e intrusivas básicas relacionadas ao Supergrupo Espinhaço, o que explicaria a presença marcante de turmalina e zircão. O fato de a proporção de grãos anédricos subangulosos e angulosos de turmalina e zircão crescer nesta margem pode ser explicado como resultado entre a curta distância entre a área fonte subordinada e a deposição dos sedimentos. Os índices RZi e TZi não possuem variações consideráveis, então entende-se que não houve mudanças na área fonte nem na seleção hidráulica ao longo do tempo. Palavras Chave: Granulometria, Sistema eólico, Fontes sedimentares, Sistemas de rotas sedimentares. ABSTRACT Heavy minerals have been used to study sedimentary provenance in Brazil’s coastal systems. However, on continental systems there are few contributions regarding the subject. In the northwest region of Bahia State (medium São Francisco River) occurs the biggest interior dune field from Brazilian quaternary. Encompassing about 8.000 km2 on the left margin of the river, and about 200 km2 on the right, it bigger extension results from factors as high supply of sand, high energy from the winds of direction E- W and SE-NW, and the presence of Serra do Estreito on the west margin of the eolian system, that acts like a physical barrier, preventing the eolical system and favoring the accumulation of sediments. From granulometrics analysis, of the heavy mineral assemblies, and tourmaline and zircon varieties, this dissertation aims to identify the sedimentaries sources of the eolian field, understand the deposition mechanisms and verify if the sedimentary provenance varied through time. Most part of the analyzed deposits are composed by moderately selected medium sand. Regarding the mineralogy, predominate ultrastable and stable species (tourmaline, staurolite and zircon). The heavy minerals assembly on both margins is similar, however, on the left margin the most abundant mineral is staurolite, while in the right margin is tourmaline. Varietal analysis from tourmaline and zircon demonstrates the predominance of moderate to well rounded, anhedral grains. However, the proportion increases for subangular and angular anhedral grains on the right margin. Observations of the mineralogical assembly statistical analysis, allows to conclude that, on both margins, the fluvial terrains seem to act as the primary source of sediments. On the left margin, the São Francisco River acted as secondary source of sediments. On the right margin, the Neoproterozoic basement (Paraguaçu Group and Chapada Diamantina) was the secondary source, as the granitic-gneissic-migmatitic terrains from the São Francisco Craton basement, tourmaline and quartz hydrothermal veins and extrusive felsic and basic intrusive rocks related to the Espinhaço Supergroup, which explains the outstanding presence of tourmaline and zircon. The increased proportion of tourmaline anhedral angulous and subangulous grains and anhedral angulous and subangulous grains of zircon on this margin can be explained as a result of the short distance from the subordinate source area and the sediments deposition. The RZi and TZi indexes do not vary considerably; therefore, there were not changes in the source area nor the hydraulic selection over time. Keywords: Granulometry, Eolian system, Sedimentary sources, Sediment routing system. LISTA DE FIGURAS Figura 01: Localização do sistema eólico de Xique Xique e da área de estudo ......... 3 Figura 02: Mapa hipsométrico da área de estudo ...................................................... 4 Figura 03: Principais processos controladores da assembleia de minerais pesados .................................................................................................................................. 10 Figura 04: Fluxograma para análise estatística de dados ........................................ 16 Figura 05: Diagrama das classes de estados de sedimentos do sistema eólico ...... 19 Figura 06: Principais tipos de sistemas eólicos ........................................................ 20 Figura 07: Tipos de dunas eólicas ............................................................................ 22 Figura 08: Morfologia das dunas parabólicas ........................................................... 23 Figura 09: Mapa geológico da área de estudo ......................................................... 26 Figura 10: Bacia de drenagem do rio São Francisco e seus principais afluentes .... 33 Figura 11: Precipitação média anual e sazonal no Estado da Bahia ........................ 34 Figura 12: Atuais parâmetros climáticos regionais da área de estudo ..................... 35 Figura 13: Mapa geomorfológico da região do campo de dunas do médio Rio São Francisco, Bahia ........................................................................................................ 39 Figura 14: Parâmetros morfométricos e direção de migração das megadunas parabólicas e das dunas parabólicas compostas ...................................................... 41 Figura 15: Localização das amostras coletadas em trabalhos de campo em 2019 e 2020 .......................................................................................................................... 45 Figura 16: Categorias de cores e morfologias da turmalina ..................................... 48 Figura 17: Categorias de morfologias do zircão ....................................................... 49 Figura 18: Dunas da margem esquerda localizadas próximo ao rio São Francisco . 51 Figura 19: Depósitos eólicos sobre o embasamento e contato entre o campo de dunas da margem direita e as rochas do Grupo Chapada Diamantina................................ 52 Figura 20: Box plots dos principais parâmetros granulométricos analisados nos depósitos eólicos ....................................................................................................... 54 Figura 21: Gráficos de distribuição granulométrica das amostras analisadas .......... 55 Figura 22: Gráficos de dispersão dos parâmetros granulométricos analisados ....... 57 Figura 23: Seções colunares dos pontos da margem esquerda .............................. 58 Figura 24: Seções colunares do P02 e suas localizações ....................................... 59 Figura 25: Seções colunares dos pontos da margem direita ................................... 60 Figura 26: Box plots de frequências dos minerais pesados ..................................... 64 Figura 27: Box plots de frequências dos índices RZi e TZi ..................................... 68 Figura 28: Grãos de minerais pesados mais abudantes proporcionalmente na área de estudo ....................................................................................................................... 69 Figura 29: Grãos de minerais pesados menos abudantes proporcionalmente na área de estudo................................................................................................................... 71 Figura 30: Box plots de frequência das categorias de cores da turmalina ............... 72 Figura 31: Box plots de frequências das categorias de morfologia da turmalina...... 73 Figura 32: Box plots de frequências das categorias de morfologia do zircão ........... 74 Figura 33: Análise de agrupamento de todas as amostras ....................................... 79 Figura 34: Gráfico de dispersão dos componentes principais e de peso das variáveis de mineralogia total ................................................................................................... 79 Figura 35: Diagrama de razão logarítmica centrada, a partir da análise de componentes principais ............................................................................................. 80 Figura 36: Análise de agrupamento das amostras dos campos de dunas das margens esquerda e direita ...................................................................................................... 81 Figura 37: Gráfico de dispersão dos componentes principais e de peso das variáveis de mineralogia das amostras dos campos de dunas das margens esquerda e direita .................................................................................................................................. 82 Figura 38: Análise de agrupamento das variedades de cor da turmalina ................. 83 Figura 39: Análise de agrupamento das variedades de morfologia da turmalina ..... 84 Figura 40: Gráfico de dispersão dos componentes principais e de peso das variáveis de morfologia da turmalina ........................................................................................ 85 Figura 41: Análise de agrupamento das variedades de morfologia do zircão ........... 86 Figura 42: Gráfico de dispersão dos componentes principais e de peso das variáveis de morfologia do zircão ............................................................................................. 87 Figura 43: Perfil longitudinal do rio São Francisco ................................................... 88 Figura 44: Períodos de cheia e de seca do Lago de Itaparica ................................. 90 Figura 45: Modelo esquemático da evolução geomorfológica e sedimentar na região do sistema eólico de Xique Xique durante o Quaternário tardio................................ 94 Figura 46: Modelo esquemático do sistema de rotas sedimentares para o campo de dunas de Xique Xique ............................................................................................... 96 LISTA DE TABELAS Tabela 01 - Categorização das amostras de acordo com os depósitos .................... 43 Tabela 02 – Classes granulométricas e grau de seleção das amostras ................... 55 Tabela 03 - Proporções em massa de minerais pesados nas frações granulométricas areia muito fina e areia fina ....................................................................................... 61 Tabela 04 - Resultados da quantificação de minerais pesados em cada amostra, em valores percentuais de contagem ao microscópio petrográfico, e dos índices RZi e TZi .................................................................................................................................. 65 Tabela 05 - Resultados da quantificação das variedades de turmalina e de zircão, em valores percentuais de contagem ao microscópio petrográfico ................................. 75 SUMÁRIO 1. Introdução ......................................................................................................... 1 1.1 Localização .................................................................................................. 2 1.2 Objetivos ...................................................................................................... 2 2. Revisão Conceitual ........................................................................................... 5 2.1 Processos Controladores do Suprimento Sedimentar Terrígeno ........... 5 2.1.1 Tectônica ................................................................................................. 5 2.1.2 Clima........................................................................................................ 6 2.1.3 Eustasia ................................................................................................... 7 2.2 Minerais Pesados ......................................................................................... 8 2.2.1 Processos Controladores da Assembleia de Minerais Pesados .............. 8 2.2.2 Análise de Minerais Pesados ................................................................. 12 2.2.3 Análise Estatística ................................................................................. 14 2.3 Sistema Eólico ........................................................................................... 16 2.3.1 Dunas Eólicas ........................................................................................ 21 2.3.2 Dunas Parabólicas ................................................................................. 22 3. Contextualização da Área Estudada ............................................................. 25 3.1 Contexto Geológico ................................................................................... 25 3.1.1 Embasamento Arqueano ....................................................................... 25 3.1.2 Supergrupo Espinhaço .......................................................................... 26 3.1.3 Supergrupo São Francisco .................................................................... 30 3.2 Bacia de Drenagem do Rio São Francisco .............................................. 32 3.2.1 Clima...................................................................................................... 33 3.2.2 Paleoclima ............................................................................................. 36 3.3 Dunas Quaternárias do Médio São Francisco ......................................... 37 4. Materiais e Métodos ........................................................................................ 43 4.1 Trabalho de Campo ................................................................................... 43 4.2 Análise Granulométrica ............................................................................. 45 4.3 Análise de Minerais Pesados .................................................................... 46 4.3.1 Identificação e Contagem ...................................................................... 46 4.3.2 Análise de Variedades de Turmalina e Zircão ....................................... 47 4.3.3 Tratamento Estatístico ........................................................................... 49 5. Resultados ...................................................................................................... 51 5.1 Caracterização da Área de Estudo ........................................................... 51 5.2 Análise Granulométrica ............................................................................. 53 5.3 Minerais Pesados ....................................................................................... 61 5.3.1 Descrição dos Dados ............................................................................. 61 5.3.2 Descrição Microscópica ......................................................................... 68 5.4 Análise de Variedades de Turmalina e Zircão ......................................... 72 5.4.1 Descrição dos Dados ............................................................................. 72 6. Discussões ...................................................................................................... 78 6.1 Fontes Sedimentares das Dunas e Paleodunas ..................................... 78 6.1.1 Análise de Minerais Pesados ................................................................. 78 6.1.2 Análise de Variedades de Turmalina e Zircão ....................................... 82 6.1.3 Campo de Dunas da Margem Esquerda................................................ 87 6.1.4 Campo de Dunas da Margem Direita .................................................... 88 6.2 Sistemas de Rotas Sedimentares ............................................................ 91 7. Conclusões ..................................................................................................... 97 Referências Bibliográficas ................................................................................. 98 ANEXO I: Parâmetros granulométricos detalhados ...................................... 116 ANEXO II: Quantificação total dos minerais pesados ................................... 119 ANEXO III: Quantificação total dos índices RZi e TZi .................................... 122 ANEXO IV: Quantificação total da análise de variedades de turmalina e zircão ........................................................................................................................ 125 1 1. Introdução Minerais pesados têm sido utilizados em estudos de sistemas sedimentares costeiros brasileiros nas últimas décadas (DILLENBURG et al., 2004; SAWAKUCHI et al., 2009; ZULAR et al., 2012; ZULAR et al., 2015; HILBERT et al., 2016; GUEDES et al., 2017). No entanto, em depósitos continentais existem poucas contribuições sobre este assunto. A documentação de depósitos eólicos interiores no Brasil está restrita às regiões do baixo rio Negro (AM) (SANTOS et al., 1993; COLINVAUX et al., 2000; CARNEIRO FILHO et al., 2002; TATUMI et al.; 2002; TEEUW & RHODES, 2004), do Pantanal (MS) (BRAUN, 1977; KLAMMER, 1982; TRICART, 1982; AB’SABER, 1988; ASSINE & SOARES, 2004; ASSINE et al., 2015; PUPIM et al., 2017; MERINO & ASSINE, 2020; STEVAUX et al., 2020), do Jalapão (TO) (BARTORELLI et al. 2010), e do médio rio São Francisco (BA), alvo deste estudo. Na porção noroeste do Estado da Bahia, no médio rio São Francisco, ocorre o maior campo de dunas continental quaternário do Brasil (AB’SABER, 2006), abrangendo os municípios de Barra, Xique Xique e Pilão Arcado. Cobrindo aproximadamente 8.000 km² na margem esquerda do rio e cerca de 200 km² na margem direita, a região foi definida por Williams (1925) como um “pequeno Saara ao longo do São Francisco”. Sua grande extensão é resultado de uma conjuntura de fatores, como alto suprimento de areia, alta energia dos ventos vindos de leste, e a existência da Serra do Estreito na margem oeste do campo de dunas, que atua como uma barreira física, bloqueando o transporte eólico e favorecendo a acumulação dos sedimentos (MESCOLOTTI, 2021). A importância deste sistema eólico, dominado por dunas parabólicas, para estudos biológicos e paleoclimáticos já é conhecida (RODRIGUES, 1996; OLIVEIRA et al., 1999; BARRETO et al., 2002; GIANNINI et al., 2005; BARTORELLI et al., 2010; TRIPALDI & ZÁRATE, 2016). Porém, poucos estudos sedimentológicos, geocronológicos e de proveniência sedimentar foram realizados, e considerando apenas os depósitos eólicos da margem esquerda do rio (BARRETO, 1993, 1996). O campo de dunas na margem direita teve sua evolução e geocronologia (datação OSL) detalhada por Mescolotti (2021) e Mescolotti et al. (2021). Entretanto, não é citado em mapas e trabalhos geológicos regionais clássicos (BARRETO, 1993, 1996; OLIVEIRA et al., 1999; BARRETO et al, 2002; SOUZA et al., 2003), sendo as análises sobre sua sedimentologia e mineralogia inéditas. 2 1.1 Localização A área estudada localiza-se na porção noroeste no Estado da Bahia, abrangendo os municípios de Ibotirama, Gentil do Ouro, Barra e Xique Xique (Figuras 01 e 02). A região se encontra no médio rio São Francisco, em área não afetada pelo reservatório da usina hidroelétrica de Sobradinho. 1.2 Objetivos A presente dissertação visa identificar as possíveis fontes sedimentares das dunas e paleodunas localizadas em ambas as margens do rio São Francisco, entre as cidades de Barra e Xique Xique, no Estado da Bahia, entender os sistemas de rotas sedimentares dos sedimentos e verificar se há variações na proveniência sedimentar ao longo do tempo. Os objetivos secundários incluem fazer inferências sobre os mecanismos atuantes no transporte dos sedimentos, e sobre as possíveis áreas fonte destes sedimentos, refinando o entendimento dos processos pré-deposicionais, deposicionais e pós-deposicionais, e contribuindo para o estudo sedimentológico de depósitos eólicos continentais quaternários. 3 Figura 01: Localização do sistema eólico de Xique Xique e da área de estudo. A) Subdivisões da bacia de drenagem do rio São Francisco, a partir de Pereira et al. (2007); B) Localização dos campos de dunas de Xique Xique (polígonos brancos; MESCOLOTTI, 2021), dos perfis topográficos (linhas brancas) e da área de estudo (polígono amarelo); C) Perfis topográficos 4 dos sistemas eólicos. A base dos campos de dunas foi inferida a partir da superfície do terraço alto (MESCOLOTTI et al., 2021). Imagem de satélite: fonte Google Earth Pro, cor natural, 2021. Figura 02: Mapa hipsométrico da área de estudo. Fonte: TOPODATA. 5 2. Revisão Conceitual 2.1 Processos Controladores do Suprimento Sedimentar Terrígeno Os processos que levam à geração do suprimento de sedimentos, considerando-se apenas sedimentos terrígenos, são a tectônica, o clima e a eustasia (KOCUREK, 1999). Em relação aos dois primeiros (tectônica e clima), a resposta a movimentos verticais da crosta sempre levará mais tempo que a resposta ao clima, pois o sinal tectônico se propaga através da rede de drenagem, enquanto o clima pode impactar toda a rede de drenagem de uma só vez (CASTELLTORT & VAN DEN DRIESSCHE, 2003), sendo o tempo mínimo de resposta a eventos tectônicos entre centenas e milhares de anos a 1 Ma ou mais em grandes bacias de drenagem (TUCKER & SLINGERLAND, 1996; WHIPPLE, 2001). A integração de dados geomorfológicos, sedimentológicos, estratigráficos e de proveniência leva a uma reconstrução de sistema de rotas sedimentares (em inglês “sediment routing system”). O conceito do sistema trata o rastreamento da trajetória dos sedimentos, desde a área fonte até sua deposição. A transferência destes sedimentos da fonte para a bacia deposicional envolve, muitas vezes, transporte intermitente e por vias complexas, culminando em tempos de trânsito muito variados (ALLEN, 2008). De maneira geral, o sistema de rotas sedimentares é composto por três elementos: 1) superfície de erosão, resultante da interação entre tectônica e clima, e que engloba a produção do suprimento de sedimentos e o tempo de residência em ambiente intempérico; 2) zona de transferência, composta pelas planícies aluvionar, de inundação e deltaica e ambiente plataformal, compreendendo o tempo de trânsito dos sedimentos, deposição temporária e perda do sinal de proveniência; e 3) bacias de deposição de longo prazo, onde pode ocorrer retrabalhamento dos sedimentos (ALLEN & HELLER, 2011; CARACCIOLO, 2020). 2.1.1 Tectônica Os efeitos da tectônica sobre a superfície continental é um fator importante na “produção primária” de sedimentos clásticos, pois controla condições como o relevo de superfície, precipitação orográfica, razão erosão/intemperismo, inclinação e mudança de gradiente. Após a produção do sedimento, usualmente ocorre seu 6 transporte para baixo da encosta e sua exportação para bacias sedimentares, à medida que a energia potencial produzida tectonicamente é transformada em energia cinética do fluido em movimento e da carga de sedimentos (LEEDER, 2011). Mudanças na elevação (causadas por tectônica ativa) resultam em alterações graduais (ao longo de milhões de anos) no suprimento de sedimento e na progradação da margem da bacia sedimentar. Quando a taxa de soerguimento aumenta, uma falha se forma na fronteira entre o domínio de origem dos sedimentos e o domínio de transferência destes. A falha acentuada inicia a erosão no domínio de origem e leva milhões de anos para que uma onda de knockpoints se propague a montante da falha e estabeleça um novo estado topográfico estável (WHIPPLE & TUCKER, 1999). Já quando a taxa de elevação diminui, a erosão maior é focada nas cristas entre os canais de drenagem, e também leva milhões de anos para que essas cristas sofram erosão e estabeleçam um novo estado topográfico estável (ZHANG et al., 2020). 2.1.2 Clima O clima pode sofrer variações de pequena escala (10³ anos) ou grande escala (≥ 106 anos), e essa variação climática temporal afeta a vegetação terrestre, pedogênese, erosão e o suprimento de sedimentos. Por exemplo, se o clima de uma determinada região muda de uma condição perúmida para subúmida, é possível que haja uma descarga de sedimentos, uma vez que os solos preexistentes (e já intensamente intemperizados) estariam sujeitos à erosão, aumentando drasticamente a produção de sedimentos sólidos, porém a produção de solutos continuaria baixa. Se a mudança climática foi relativamente rápida (escala de tempo de 1000 anos), como ocorreu no Pleistoceno e Holoceno, os sistemas deposicionais em condições perúmidas seriam inicialmente inundados com materiais siliciclásticos mineralogicamente maduros devido ao intemperismo químico, mas texturalmente imaturos. Quando o intemperismo e o equilíbrio pedogênico são restabelecidos na condição subúmida seca, os corpos de água têm um aumento na produção de soluto e a produção de sedimentos continua alta. Se a condição climática subúmida for convertida para perúmida, a produção de sedimentos diminui severamente e os sistemas deposicionais voltariam a carecer de sedimentos (CECIL & DULONG, 2003). Ciclos climáticos em ambientes relativamente secos também causam mudanças na sedimentação. Por exemplo, uma mudança de aridez para uma 7 condição subúmida causa modificação do transporte eólico para o transporte fluvial. É provável que os sistemas eólicos se estabilizem sob a condição subúmida, e um aporte sedimentar inicial por processos fluviais possivelmente consistirá em sedimentos maduros tanto mineralogicamente quanto texturalmente, resultado de intemperismo mecânico em condições áridas. A produção inicial de soluto é provavelmente muito alta, uma vez que os materiais solúveis disponíveis são dissolvidos e removidos, e é plausível que a produção de solutos continue relativamente alta mesmo após o estabelecimento das condições de equilíbrio subúmido de intemperismo de pedogênese. Cimentos carbonáticos e calcários podem ser um tanto abundantes. Se a condição subúmida regional fosse revertida para aridez, os sistemas fluviais seriam desativados e o sedimento fluvial se tornaria fonte para sedimentação eólica (KOCUREK & HAVHOLM, 1993). Nas fases climáticas mais úmidas, a precipitação resulta em mudanças rápidas no suprimento de sedimentos e na progradação da margem da bacia sedimentar, pois a precipitação influencia toda a bacia hidrográfica simultaneamente, resultando em um aumento abrupto da erosão em todo o domínio da fonte dos sedimentos (BONNET & CRAVE, 2003; ARMITAGE et al., 2013; SHARMAN et al., 2019). Quando a precipitação aumenta, as maiores taxas de erosão são inicialmente concentradas nas cristas entre os canais de drenagem, até que as cristas sejam erodidas a um nível onde a elevação se equilibra com a erosão. Já quando a precipitação diminui há uma diminuição uniforme nas taxas de erosão em todo o domínio de origem (ZHANG et al., 2020). 2.1.3 Eustasia Os níveis eustático e relativo do mar podem afetar o volume do suprimento de sedimentos e sua localização (KOCUREK, 1999). Deltas de rios são o principal meio de entrada de sedimentos terrígenos para os oceanos durante transgressões ou altas do nível do mar. Também existem diferenças entre deltas em margens ativas e passivas. Geralmente a orogenia está associada a margens ativas e é provável que as áreas fonte se localizem muito mais próximas do sistema deltaico do que em um regime passivo típico. Esta situação favorece uma carga de sedimentos maior e com sedimentos granulometricamente mais grossos, bem como espaço limitado para a descarga d’água e para o armazenamento de sedimentos na bacia (GOODBRED JR. 8 & KUEHL, 2000). Modelos de estratigrafia de sequência clássicos sugerem que o aporte significativo de sedimentos para a plataforma externa, declive e fundo da bacia ocorre principalmente em períodos de nível do mar baixo (VAIL et al., 1977; POSAMENTIER et al., 1988) e, apesar de estudos demonstrarem que isso também pode ocorrer em períodos de aumento do nível do mar (GALLOWAY, 1989; CARVAJAL & STEEL, 2006; COVAULT et al., 2007), mudanças rápidas no nível do mar ainda são consideradas um mecanismo principal de condução para trazer a fonte dos sedimentos para a parte externa da plataforma ao longo de margens passivas (SØMME et al., 2009). No que diz respeito ao ambiente marinho profundo, o transporte de sedimentos por correntes de turbidez é o processo dominante na transferência de sedimentos terrígenos dos continentes e margens continentais para o mar profundo (PRINS et al., 2000). 2.2 Minerais Pesados Minerais pesados são todos os componentes detríticos com densidade superior aos minerais mais comuns em rochas siliciclásticas (quartzo e feldspato). Para sua concentração, tradicionalmente é utilizado o bromofórmio (densidade de 2,89 g/cm³). Atualmente, têm-se optado por outros líquidos densos, geralmente politungstatos, e o valor de densidade padrão é comumente arredondado para 2,90 g/cm³. Outro ponto é que a concentração em laboratório pode não ser perfeita, e a recuperação da fração densa ocasionalmente inclui grãos de tectossilicatos ou cristais de politungstatos precipitados. Finalmente, entre aqueles com densidade superior à do limite utilizado, muitos são opacos à luz transmitida (dificilmente identificados ao microscópio), enquanto outros podem estar muito alterados para uma identificação satisfatória ou podem pertencer a raras espécies desconhecidas (GARZANTI & ANDÒ, 2019). 2.2.1 Processos Controladores da Assembleia de Minerais Pesados As litologias das áreas fonte definem o potencial espectro detrítico, por exemplo os tipos e abundâncias relativas de minerais e grãos compostos que podem adentrar em um sistema sedimentar específico. Tectônica, relevo e clima controlam a quantidade e taxas de aporte sedimentar para a bacia de drenagem e sistemas de 9 transporte de sedimentos. Dentro desses sistemas, o sedimento é desgastado e quimicamente intemperizado, a depender dos mecanismos de transporte e clima. A complexidade dos processos envolvidos implica que suprimentos sedimentares muito similares podem ser produzidos por diferentes fontes, bem como sedimentos diferentes podem ser produzidos por fontes semelhantes. Basicamente, análises de proveniência sedimentar possuem abordagem dedutiva, tentando desenredar os processos de geração de sedimentos através da investigação dos próprios sedimentos (MANGE & MAURER, 1992; MORTON & HALLSWORTH, 1994, 1999; GARZANTI & ANDÒ, 2007; VON EYNATTEN & DUNKL, 2012). Diversos processos modificam as características dos sedimentos, incluindo intemperismo químico, cominuição mecânica e abrasão durante o transporte, seleção hidrodinâmica, e condições específicas do ambiente deposicional (Figura 03) (JOHNSSON, 1993; MORTON & HALLSWORTH, 1994; WELTJE & VON EYNATTEN, 2004), e, os fatores que mais controlam a assembleia detrítica são hidráulicos e diagenéticos (MORTON & HALLSWORTH, 1994). Esses processos podem causar mudanças substanciais na composição do sedimento, afetando não somente a proporção de minerais moderadamente instáveis a estáveis, mas também a variabilidade intra-amostral entre as frações granulométricas. O grau de modificação em um dado contexto geológico depende das propriedades individuais dos grãos minerais, como tamanho, forma, densidade, fraturas, dureza e resistência química para as condições ambientais em questão (VON EYNATTEN & DUNKL, 2012). 10 Figura 03: Principais processos controladores da assembleia de minerais pesados. (modificado de Morton & Hallsworth, 1994). O intemperismo pode agir em diferentes estágios do ciclo sedimentar, desde a atuação nas rochas das áreas fonte (antes mesmo da entrada dos minerais pesados no transporte sedimentar), passando pelos depósitos temporários ao longo do transporte e pelo depósito final em si, e finalmente nos afloramentos de rochas sedimentares. Porém, embora exista grande número de minerais pesados considerados instáveis, o intemperismo atuante nas áreas fonte possui pouca influência na diversidade da assembleia de minerais pesados que são disponibilizados ao transporte (MORTON & HALLSWORTH, 1999). A análise da influência dos processos de seleção hidráulica durante o transporte sedimentar, com concentração de minerais com comportamento hidráulico similar, parte do conceito de equivalência hidráulica (RUBEY, 1933), onde minerais menores e com maior densidade são depositados junto a minerais maiores e de menor densidade. Assim, devido à sua densidade, os minerais pesados possuem equivalência hidráulica e distribuição granulométrica distintas dos leves, se 11 concentrando preferencialmente nas frações mais finas. Porém, além do tamanho e densidade, a forma do grão também influencia na velocidade de deposição, e minerais placóides e prismáticos são transportados em suspensão mais facilmente que os minerais equidimensionais. Desse modo, a distribuição de minerais pesados é fortemente controlada pela seleção hidráulica dos grãos detríticos, pelo seu tamanho, densidade e formato, entre diferentes classes granulométricas e entre diferentes subambientes deposicionais ou modos de transporte (GARZANTI et al., 2009). Além da avaliação dos efeitos causados pela seleção hidráulica, em estudos detríticos também é necessário considerar os efeitos oriundos da fertilidade mineral das rochas fonte, que pode ser entendida como a propensão de diferentes rochas fonte a produzir sedimentos detríticos de minerais específicos quando expostas à erosão (MOECHER & SAMSON, 2006). A concentração de minerais pesados em sedimentos oriundos de diferentes condições tectônicas apresenta variação de até duas ordens de magnitude de acordo com a composição química e densidade das rochas fonte. O efeito de distorção relacionado ao diferente potencial de vários litotipos em gerar sedimentos detríticos deve ser levado em conta (PALOMARES & ARRIBAS, 1993), uma vez que o espectro de minerais pesados tende a documentar de forma anômala um limitado número de fontes (como rochas ígneas e metamórficas máficas e ultramáficas) enquanto outras mal são registradas (por exemplo calcários e folhelhos) (GARZANTI & ANDÒ, 2007). Em outras palavras, na ausência de intemperismo químico significativo e dissolução diagenética, rochas com alta fertilidade de minerais pesados podem impor sua marca nas assembleias de minerais pesados, mesmo com afloramentos escassos. Com isso, a relação entre sedimentos detríticos e o cenário geodinâmico não é simples pelas seguintes razões: 1) algumas rochas fonte carecem de minerais pesados (como carbonatos e cherts), enquanto outras são extremamente prolíficas (rochas máficas e ultramáficas); 2) efeitos hidráulicos podem alterar a abundância absoluta e relativa dos minerais pesados; 3) em arenitos antigos a maioria dos minerais pesados pode ter sido lixiviada por dissolução diagenética; 4) a extensão da reciclagem sedimentar é difícil de ser estimada (GARZANTI & ANDÒ, 2019). Em sedimentos modernos, produzidos em regiões subequatoriais, texturas superficiais dos minerais detríticos variam de corrosão incipiente a profunda, mostrando o aumento progressivo do grau de alteração. Após a deposição, a corrosão 12 continua durante a diagênese, que pode incluir diversos estágios com duração total de dezenas a centenas de milhões de anos (TURNER & MORTON, 2007). Os minerais menos estáveis se dissolvem mais rapidamente e costumam desaparecer em profundidades de deposição mais rasas. Já os minerais mais estáveis se dissolvem de maneira mais lenta e desaparecem mais tardiamente. A associação detrítica original é, portanto, progressivamente diminuída em variedade e concentração (ANDÒ et al., 2012). Na ausência de efeitos de seleção hidráulica, a concentração de minerais pesados em sedimentos modernos é um bom indicador da fertilidade das rochas fonte. Entretanto essas relações são complexas, e não dependem somente da litologia, mas também de toda evolução magmática, sedimentar ou metamórfica da rocha fonte erodida (MALUSÀ et al., 2016). 2.2.2 Análise de Minerais Pesados A análise convencional de minerais pesados envolve a separação dos grãos por líquidos densos (convencionalmente bromofórmio, tetrabromoetano ou politungstato), a montagem de lâminas com líquidos de índices de refração calibrados, a análise microscópica para identificação das espécies e quantificação com contagem modal de 300 grãos translúcidos da assembleia total. O número total de grãos contados é usualmente recalculado e a abundância individual dos minerais é expressa em porcentagem (MANGE & MAURER, 1992). A análise dos grãos de somente uma fração granulométrica pode levar a resultados tendenciosos e, quanto mais estreita a classe escolhida, maior o viés (GARZANTI & ANDÒ, 2019). Os grãos mais densos, com grande concentração nas frações mais finas (RUBEY, 1933; RITTENHOUSE, 1943), podem ser superestimados ou completamente cortados, portanto, é recomendada a análise de, pelo menos, duas frações granulométricas (GARZANTI & ANDÒ, 2019). Para uma correta abordagem no estudo de variedades de minerais pesados para proveniência sedimentar é necessário que sejam adotados critérios que levem em conta as características dos minerais pesados adquiridas diretamente da área fonte e que não se modificam durante o ciclo sedimentar. Uma abordagem que contempla esses critérios é a determinação das proporções relativas de minerais que se comportam de maneira semelhante durante o transporte, deposição e diagênese, 13 portanto, esses minerais devem ter estabilidade mecânica e química e comportamentos hidráulicos similares. Porém, como a abrasão mecânica não parece ter um papel importante na alteração das assembleias de minerais pesados, as variações na estabilidade mecânica podem ser ignoradas. Assim, entre os fatores controladores da assembleia detrítica, os mais importantes são a estabilidade dos minerais durante a diagênese e seu comportamento hidráulico. A partir desta premissa, têm-se o índice ABi, onde são escolhidos pares minerais e são contados entre 100 e 200 grãos por par (A e B). Esse índice é calculado a partir da equação ABi=(A/A+B)x100. Os pares minerais são determinados levando-se em conta suas características físicas e estabilidade química, devendo ter alta frequência de ocorrência e o máximo possível de similaridades ou contrastes nas propriedades físicas e/ou químicas. Com isso, rutilo e zircão compõem o índice RZi, pois possuem comportamento físico e químico similares e rochas fonte diferentes, sendo utilizados para determinar variações na área fonte. O índice TZi é formado por turmalina e zircão, que possuem estabilidade química semelhante e densidades diferentes, e, portanto, comportamento hidráulico também diferente, o que pode revelar variações no transporte sedimentar (MORTON & HALLSWORTH, 1994). Partindo do princípio de que condições petrogenéticas influenciam fortemente as variedades químicas, estruturais, de cores e óticas dos minerais, é adequada uma análise de alta resolução dos minerais pesados (em inglês “High-resolution Heavy Minerals Analysis” – HRHMA), que consiste na identificação e categorização de diferentes variedades das espécies individuais de minerais pesados. Isso permite uma caracterização mais precisa dos grãos minerais e evita a interpretação equivocada de indicadores de proveniência no nível de espécie. HRHMA pode ser utilizada quando espécies ultraestáveis estão presentes na assembleia, e, as variáveis que se provam mais informativas são morfologia, cor e estrutura interna dos grãos (MANGE & WRIGHT, 2007). Para este estudo foram selecionados turmalina e zircão. O grupo de turmalina possui três variações composicionais principais: turmalina magnesiana ou dravita, turmalina de ferro ou schorl, e turmalina de lítio ou elbaíta. Dravita e schorl, bem como schorl e elbaíta, formam uma série de solução sólida, entretanto existe um gap de imiscibilidade entre elbaíta e dravita. A grande variedade de cores dentro do grupo, geralmente, é indicativo de sua composição. Em lâminas de grãos em imersão, turmalina com ferro é muito escura (praticamente opaca) ou 14 azul intenso, elbaíta apresenta tons de azul (indicolita) e rosa (rubelita), e dravita é marrom escuro, amarelo ou quase incolor. Tons inusuais são causados por diversos íons metálicos, e zoneamento de cores são frequentes, assim como turmalina multicolorida. Em geral, apresenta três hábitos: 1) prismas curtos, com terminações em uma ou, raramente, nas duas extremidades; 2) seções basais triangulares ou hexagonais; 3) agregados colunares e aciculares (MANGE & MAURER, 1992). O zircão pertence ao sistema tetragonal e comumente se desenvolve como cristais prismáticos biterminados. Cristais aciculares em formato de agulha são comuns em intrusões porfiríticas, subvulcânicas e que se cristalizam rapidamente, em granitos de alto nível crustal e em gabros. Já cristais curtos, achatados e equantes são mais frequentes em intrusões profundas e resfriadas lentamente (CORFU et al., 2003). Apesar de o zircão ser um constituinte menor de sedimentos clásticos, sua estabilidade física e química e a grande concentração de certos elementos traços na sua composição são utilizadas para análises de proveniência sedimentar e em estudos de evolução crustal (CAWOOD et al., 2007; HAWKESWORTH et al., 2010). 2.2.3 Análise Estatística Como a análise completa de minerais pesados gera um alto volume de dados, se faz necessária a aplicação de métodos estatísticos apropriados para os objetivos esperados. Verhaegen et al. (2018) propõem um fluxograma para a análise estatística dos dados, sintetizado na figura 04 e detalhado a diante. Para solucionar o problema da interdependência, é necessário fazer a transformação logarítmica dos dados composicionais antes da aplicação dos métodos estatísticos multivariados clássicos. A transformação de log-centrada resolve o problema da não-negatividade e acrescenta simetria à base de dados (Figura 04A). A análise de agrupamento dos dados transformados é uma maneira rápida e fácil de se ter uma primeira ideia de possíveis grupos presentes na base de dados (Figura 04B). Os dados dentro de cada grupo são semelhantes entre si, enquanto os dados pertencentes a diferentes grupos possuem características diferentes com base nos parâmetros de entrada fornecidos, tais como diferentes grupos de minerais pesados. 15 Através da análise dos componentes principais (em inglês “Principal Component Analysis” – PCA), o dimensionamento de uma grande base de dados multivariada pode ser simplificado se reduzirmos essa base a um conjunto de componentes principais responsáveis pela maioria da variabilidade no conjunto de dados. Esses componentes principais são os autovetores de uma matriz de correlação do conjunto de dados. Cada componente principal representa uma certa quantidade da variabilidade total nos dados transformados logaritmicamente, e é afetado de forma diferente pelas distintas variáveis no conjunto de dados. Para isso, um gráfico de dispersão entre os componentes principais com as variáveis originais é o mais indicado (Figura 04C). Para a visualização e interpretação dos dados é utilizado um gráfico da razão logarítmica, sendo as variáveis obtidas a partir dos resultados da análise dos componentes principais (Figura 04D). Assembleias de minerais pesados possuem informações fundamentais sobre proveniência sedimentar, porém podem ser fortemente influenciadas por processos pré e pós-deposicionais. Portanto, diversas verificações e balanços devem ser incluídos para garantir que os padrões encontrados sejam em grande parte devidos a variações na proveniência (Figura 04E). Se as verificações e balanços indicarem que um ou mais proxies de proveniência podem ser extraídos do conjunto de dados, esses proxies podem ser utilizados para interpolação espacial, com o uso de um método de interpolação geoestatístico (Figura 04F), como a krigagem. O resultado da interpolação espacial pode confirmar ou descartar hipóteses baseadas nas etapas anteriores e agregar uma dimensão espacial para os resultados, o que facilita a interpretação da proveniência paleogeográfica. 16 Figura 04: Fluxograma para análise estatística de dados (modificado de Verhaegen et al., 2018). 2.3 Sistema Eólico Sistemas eólicos arenosos podem ser divididos em interiores e costeiros. Mares de areia interiores (também denominados de ergs) e campos de dunas eólicos se apresentam como sistemas de larga escala e compreendem formas de leito de diversos tipos morfológicos e de tamanhos, desde ondulações a mega dunas ou 17 draas, áreas de lençóis de areia, interdunas (que incluem sedimentos não eólicos), e ambientes extra dunas relacionados, de afinidade aluvial, fluvial, lacustre e marinha. Campos de dunas costeiras também abrangem diferentes formas de leito eólicas, e vários desses tipos de dunas também ocorrem em sistemas interiores (como as dunas parabólicas), enquanto outras são únicas do sistema costeiro (como cristas de dunas paralelas à costa) (RODRÍGUEZ-LÓPEZ et al., 2014). A criação de um registro estratigráfico eólico pode ser considerada seguindo as fases de construção do mar de areia ou campo de dunas, acumulação eólica e preservação da acumulação (KOCUREK, 1999). A construção de campos de dunas (a iniciação e crescimento dos sistemas de formas de leito) depende do suprimento de sedimentos, da disponibilidade deste suprimento para o transporte eólico e da capacidade de transporte do vento (KOCUREK & LANCASTER, 1999). O suprimento de sedimentos é o volume de sedimento disponível para o transporte eólico gerado por unidade de tempo (KOCUREK, 1999), e pode ser derivado de múltiplas fontes. A disponibilidade de sedimentos é a suscetibilidade dos grãos superficiais em interagir com o vento, e fatores estabilizantes, como cimento intergranular precoce, cobertura vegetal, defasagem de sedimentos de granulação grossa e lençol freático elevado, limitam a disponibilidade. Já a capacidade de transporte é uma medida do potencial do vento em carregar sedimentos. Juntos esses fatores definem os estados de sedimentos do sistema eólico (em inglês “aeolian system sediment states”). Porém, a consideração destes fatores para definir o estado de sedimento de um sistema eólico é apropriada somente se estes componentes forem equacionados. A geração de um suprimento sedimentar pode ser considerada uma razão volumétrica. A capacidade de transporte do vento também pode ser tida como uma razão volumétrica em termos da potencial entrega de sedimentos para o sistema eólico. Já a disponibilidade de sedimentos é mais difícil de quantificar, entretanto pode ser considerada como a porcentagem adimensional de uma superfície em um dado momento que é coberta por grãos que podem interagir com o vento (KOCUREK & LANCASTER, 1999). Com a análise simultânea do suprimento sedimentar, da capacidade de transporte do vento e da disponibilidade de sedimentos ao longo do tempo, são definidos nove potenciais estados de sedimentos, onde as razões volumétricas podem 18 ser comparadas e, se assumindo uma escala de tempo constante, volumes de sedimento podem ser medidos a partir da área da seção transversal (Figura 05). O suprimento sedimentar gerado pode atuar como influxo contemporâneo (IC) para um sistema eólico, ou pode ser armazenado (A). O sedimento armazenado pode ser remobilizado e servir como influxo tardio (IT), e sistemas eólicos podem ser alimentados tanto por influxos contemporâneos quanto tardios (ICT). Para que o sedimento esteja armazenado em um certo período é necessário que ou a disponibilidade (ADL) ou o transporte (ATL) estejam limitados, enquanto o volume total de sedimento armazenado pode conter os dois componentes limitados (ADTL). Influxo contemporâneo para um sistema eólico surge a partir do suprimento sedimentar não armazenado, e este influxo deve possuir pelo menos transporte limitado (ICTL) pois o influxo não pode exceder a capacidade de transporte do vento. Quando o fluxo é insaturado, isto é, quando a taxa de transporte potencial do vento é maior que a taxa de transporte real, devido à disponibilidade de sedimentos ocorre influxo contemporâneo limitado pela disponibilidade (ICDL) (Figura 05A). Influxo tardio ocorre com a deflação de sedimentos que haviam sido armazenados previamente. Influxos tardios com transporte limitado (ITTL) ocorrem a partir da deflação pelo vento em fluxos saturados (quando a taxa de transporte potencial do vento é igual à taxa de transporte real). Já influxos tardios limitados pela disponibilidade de sedimentos (ITDL) decorrem de sedimentos armazenados onde o fluxo é insaturado devido à disponibilidade (Figura 05B). Quando ambos os influxos acontecem (contemporâneo e tardio) (Figura 05C), as definições de transporte limitado (ICTTL) e disponibilidade limitada (ICTDL) são as mesmas usadas para influxos contemporâneos e tardios acima (KOCUREK & LANCASTER, 1999). 19 Figura 05: Diagrama das classes de estados de sedimentos do sistema eólico. A) construção eólica contemporânea à geração de suprimento sedimentar; B) construção eólica separada por intervalo de tempo de um período anterior onde o suprimento sedimentar foi gerado; C) construção eólica oriunda de suprimento sedimentar contemporâneo e erosão de sedimentos previamente armazenados (modificado de Kocurek & Lancaster, 1999). Considerando a posição do lençol freático, da superfície de deposição e fatores que permitem a estabilização do substrato, são estabelecidos três principais tipos de sistemas eólicos: 1) sistemas eólicos secos onde o lençol freático e sua franja de capilaridade estão suficientemente abaixo da superfície de deposição e não influenciam na migração das dunas, nem no transporte e deposição dos sedimentos; 20 2) sistemas eólicos úmidos onde o lençol freático e sua franja de capilaridade estão na superfície de deposição ou próximos a ela, de maneira que as mudanças na umidade desempenham um importante papel no estilo e padrão de acumulação dos sedimentos, e onde as áreas interdunas são úmidas ou inundadas e caracterizadas por sedimentos clásticos, biogênicos e/ou químicos que indicam um lençol freático próximo à superfície; 3) sistemas eólicos estabilizados onde fatores como vegetação, pedogênese, permafrost ou cimentação superficial atuam, tanto esporadicamente quanto continuamente, para estabilizar o substrato enquanto o sistema permanece ativo no geral, viabilizando, assim, a construção e acumulação eólicas (KOCUREK & HAVHOLM, 1993) (Figura 06). Figura 06: Principais tipos de sistemas eólicos (modificado de Kocurek & Havholm, 1993). Em termos gerais, a forma e tamanho de acumulações de areia eólicas dependem principalmente dos seguintes fatores: disponibilidade de areia, distribuição granulométrica, distribuição da velocidade do vento e variabilidade direcional, cobertura vegetal e suas características de crescimento, natureza da topografia circundante e do embasamento, variações climáticas e do nível do mar, e padrões tectônicos a longo prazo de soerguimento e subsidência. Muitos desses fatores são 21 interdependentes e mudanças em um deles podem trazer uma resposta morfológica complexa e frequentemente não linear (PYE, 1993). 2.3.1 Dunas Eólicas No seu sentido mais amplo, dunas eólicas podem ser definidas como formas de leito onduladas, quase sempre assimétricas, produzidas pelo transporte e deposição de sedimentos pelo vento. A assimetria é evidenciada pela inclinação maior na face sotavento que na face barlavento. No sentido mais estrito, dunas são formas onduladas altas e íngremes o bastante para que ocorram avalanches de areia no flanco de sotavento (GIANNINI et al., 2008). O clima exerce muita influência na formação de dunas, atuando diretamente ou indiretamente na cobertura vegetal, transporte dos sedimentos, dinâmica do lençol freático e na preservação das formas eólicas. Quanto à nomenclatura e classificação, o modelo proposto por McKee (1979) (Figura 07) é o mais amplamente utilizado. As dunas que possuem orientação transversal ao sentido principal dos ventos são os tipos mais comuns, com ocorrência tanto em deserto como em áreas costeiras úmidas: transversais sensu stricto (Figura 07A), barcanóides (Figura 07B) e barcanas (Figura 07C). Dunas transversais são megaformas eólicas com crista e face sotavento praticamente retilíneos e direção ortogonal ao fluxo de vento, sofrendo pouca variação ao longo de sua extensão. Dunas barcanóides e barcanas são formas eólicas causadas por pequenos desvios do vento em relação ao azimute principal (GIANNINI et al., 2008). Esses três tipos de dunas ocorrem em uma sequência definida, onde o suprimento de areia é o fator que determina qual duna será gerada. Dunas barcanas são geradas quando o suprimento é limitado e dunas transversais são geradas quando este suprimento é abundante, ficando as dunas barcanóides entre elas (MCKEE, 1979). Dunas lineares (Figura 07D) são formas alongadas com duas direções de flancos de avalanche alternados ao longo do comprimento, também intituladas longitudinais ou seif. Dunas em forma de estrela (Figura 07E) se formam quando existe interação de ventos com sentido variados; e as dunas reversas (Figura 07F) quando existe alternância de fluxos eólicos com sentidos opostos. Dunas parabólicas (Figura 07G) e blowouts (Figura 07H) são parcialmente estabilizados pela vegetação e/ou nível freático alto, assim como as dunas dômicas (Figura 07I), que possuem 22 forma circular sem faces de avalanche evidentes (GIANNINI et al., 2008). Figura 07: Tipos de dunas eólicas. A) transversal; B) barcanóide; C) barcana; D) linear; E) estrela; F) reversa; G) parabólica; H) ruptura de deflação em blowout; I) dômica. As setas indicam o sentido principal do fluxo de vento (modificado de McKee, 1979). 2.3.2 Dunas Parabólicas Dunas parabólicas são formas de relevo eólicas com formatos de U ou V e o nariz apontando a favor do vento, possuindo três características básicas: lobo deposicional na direção do vento, braços ou cristas de arrasto e uma bacia de deflação entre os braços (GOUDIE & WELLS, 1995), estando associadas a coberturas vegetais e/ou alto nível do lençol freático (GOUDIE, 2011). Essas dunas podem ser simples ou compostas, sendo que as simples representam uma única forma de duna que possui os três elementos básicos, sendo subdivididas em quatro categorias de acordo com a razão entre comprimento (L) e largura (W): luneta (L/W < 0.4), hemicíclica (L/W = 0.4- 1), lobada (L/W = 1-3) e alongada (L/W > 3). Já as compostas consistem na superimposição das formas parabólicas, também subdivididas em quatro categorias: aninhadas, superimpostas, digitadas e escalonadas (Figura 08) (PYE, 1993). 23 Figura 08: Morfologia das dunas parabólicas (modificado de Pye, 1993). Em locais úmidos onde a cobertura vegetal é relativamente densa, a formação de dunas parabólicas alongadas é favorecida por um regime de vento unidirecional e efetivo, enquanto em áreas onde o regime de vento é bimodal ou complexo as dunas parabólicas mais comumente possuem menor comprimento e proporção de largura, e podem ser assimétricas ou digitadas (PYE, 1993). O desenvolvimento de dunas parabólicas é muito sensível às características da vegetação e variações ambientais, causadas tanto por distúrbios naturais, como temperatura (WOLFE & HUGENHOLTZ, 2009), precipitação (LANDSBERG, 1956; STETLER & GAYLORD, 1996) e regime de ventos (HESP, 2002; TSOAR et al., 2009), quanto antropogênicos, como pastagem, agricultura e recreação (HESP, 2001; TSOAR & BLUMBERG, 2002). A formação de dunas parabólicas depende de três fatores determinantes: 1) disponibilidade de areia; 2) força do vento (a variabilidade do vento é desconsiderada pois dunas parabólicas são principalmente desenvolvidas sob um regime de ventos unidirecionais); 3) estresse hídrico, o principal controle para o crescimento da vegetação em um sistema eólico. O grau de influência do estresse hídrico no crescimento da vegetação varia de acordo com as características das espécies vegetais, como a resiliência à seca e a capacidade de suportar a erosão eólica e o soterramento por areia. O estresse hídrico geralmente é determinado pela condição 24 climática regional e abrange os impactos combinados de temperatura, precipitação e dinâmicas do lençol freático (YAN & BAAS, 2015). Em condições que favorecem o crescimento da vegetação, dunas parabólicas podem se desenvolver a partir de dunas altamente móveis e sem vegetação, como dunas barcanas e transversais (TSOAR & BLUMBERG, 2002; REITZ et al., 2010; HART et al., 2012; HESP & WALKER, 2013). Entretanto, quando a cobertura vegetal decresce, as dunas parabólicas podem se transformar novamente em dunas altamente móveis, não parabólicas (HACK, 1941; ANTON & VINCENT, 1986). Dunas parabólicas interiores são governadas por condições orogênicas e disponibilidade de água subterrânea relacionada a rios ou lagos próximos, e usualmente encontradas em regiões áridas e semiáridas. Em contraste com dunas parabólicas costeiras, que normalmente se desenvolvem da expansão e ativação de blowouts ou da estabilização de campos de dunas transgressivos (HESP, 2013), as dunas parabólicas interiores costumam se desenvolver a partir de dunas barcanas ou transversais (YAN & BAAS, 2015). Braços dessas dunas interiores geralmente são dominados por gramíneas e arbustos, enquanto os braços dessas dunas costeiras são dominados por árvores. Como os braços das dunas são frequentemente sobrepostos ou cortados pelas dunas posteriores, dunas parabólicas alongadas são incomuns em regiões interiores (MARÍN et al., 2005; HALFEN et al., 2010). 25 3. Contextualização da Área Estudada 3.1 Contexto Geológico O campo de dunas e paleodunas do médio rio São Francisco situa-se no noroeste do Estado da Bahia e, na região, as rochas do Cráton São Francisco (ALMEIDA, 1977) (que constitui a maioria do contexto geológico do Estado) compõem o embasamento da bacia de drenagem do rio, e a maior parte do relevo circundante (Figura 09). 3.1.1 Embasamento Arqueano Complexo Paramirim O Complexo Paramirim (JARDIM DE SÁ et al., 1976) possui idade mesoarqueana e é o constituinte principal do Bloco do Paramirim, um alto estrutural justaposto tectonicamente entre a Serra do Espinhaço Setentrional e a Chapada Diamantina. Os contatos com as unidades do Supergrupo Espinhaço são por meio de zonas de cisalhamento contracionais e falhas. O complexo pode ser subdividido em quatro conjuntos litológicos: 1) gnaisses bandados com feições anatéticas; 2) hornblenda-biotita ortognaisses tonalítico- granodioríticos migmatíticos; 3) biotita ortognaisses tonalíticos a graníticos, gnaisses migmatíticos; 4) rochas granitoides associadas, que são augen gnaisses monzograníticos milonitizados e ortognaisses granodioríticos (ARCANJO et al., 2000). Entretanto, na área de estudo ocorrem somente ortognaisses migmatíticos, que possuem uma grande variedade de tipos petrográfico, como tonalitos, granodioritos e monzogranitos, migmatizados com estruturas bandadas, schlieren e nebulítica. Enclaves máficos são comuns, com formas e dimensões variadas. Em geral as rochas estão polideformadas e possuem associação mineralógica progressiva compatível com a fácies anfibolito alto, com retrometamorfismo para a fácies xisto verde (LOUREIRO et al., 2009). 26 Figura 09: Mapa geológico da área de estudo. A- Arqueano; PP – Paleoproterozoico; MP – Mesoproterozoico; NP – Neoproterozoico; Q – Quaternário (modificado de Souza et al., 2003 e Mescolotti et al., 2021). 3.1.2 Supergrupo Espinhaço O Supergrupo Espinhaço ocorre ao longo da serra de mesmo nome, possuindo mais de 1000 km de extensão, 20 km de largura média e direção meridiana desde o 27 Quadrilátero Ferrífero, em Minas Gerais, atravessando toda a Bahia, até os limites de Piauí e Pernambuco. Configura um conjunto de depósitos continentais e marinhos de origem tafrogênica, majoritariamente psamíticas, por vezes pelíticas, carbonáticas e vulcânicas, sendo sua deposição inicial entre 1750 e 1700 Ma (SCHOBBENHAUS, 1996). O supergrupo é composto pelo Grupo Santo Onofre/Oliveira dos Brejinhos (SCHOBBENHAUS, 1993), unidade que compõe a Serra do Espinhaço no estado da Bahia, e pelos grupos Rio dos Remédios, Paraguaçu e Chapada Diamantina, que configuram a feição conhecida como Chapada Diamantina (CASTRO, 2003). Grupo Paraguaçu O Grupo Paraguaçu corresponde a fase pós-rifte na Bacia Espinhaço Central, sendo a subsidência mecânica passiva o agente regulador da sedimentação. Os depósitos oriundos desta fase correspondem à supersequência continental costeira/marinha rasa Mangabeira/Açuruá. As unidades desta supersequência apresentam baixo grau de deformação e metamorfismo na fácies xisto verde, sendo o contato entre elas gradual. A Formação Mangabeira é caracterizada por rochas siliciclásticas, resultado de uma sedimentação continental costeira, associada ao trato de sistema de mar baixo, ocorrendo metarenitos/metaquartzo-arenitos com estratificação cruzada de grande porte, consequência de processos eólicos, e metarenitos com estratificação cruzada acanalada de pequeno porte, gerada por correntes fluviais efêmeras. A Formação Açuruá corresponde a uma sedimentação marinha rasa e litorânea, composta por diversos sistemas deposicionais (planície de maré, praia, frente de praia) que estão associados espacialmente, correspondendo a um trato de sistema transgressivo. Este trato de sistemas retrabalha o topo dos depósitos eólicos da Formação Mangabeira, apresentando um ordenamento vertical granocrescente ascendente, que se inicia com metargilito, passa a metarritmito e se encerra com metarenito (GUIMARÃES, 2005). Grupo Chapada Diamantina A Chapada Diamantina é dividida em dois domínios principais: Ocidental e Oriental, separados pelo lineamento Barra do Mendes-João Correia (JARDIM DE SÁ et al., 1976). O Domínio Ocidental é composto por um sistema de dobras fechadas e 28 ocorrências de atividade vulcânica. Já o Domínio Oriental possui dobras suaves, metamorfismo de grau muito baixo, estruturas sedimentares primárias preservadas e atividade vulcânica limitada a intrusões básicas (SOUZA, 2017). O Grupo Chapada Diamantina é dividido, da base para o topo, pelas formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu (BRITO NEVES & LEAL, 1968). As unidades basais ocorrem em onlap sobre o embasamento paleoproterozoico-arqueano na área da Escarpa do Tombador. O contato superior é discordante com o Grupo Una, do Neoproterozoico (MEDEIROS & PEREIRA, 1994). O grupo representa um grande ciclo transgressivo-regressivo de segunda ordem, onde a transgressão é representada pelas formações Tombador e Caboclo, e a regressão pela Formação Morro do Chapéu (WHITE, 1980). O metamorfismo sobre as rochas do Grupo Chapada Diamantina atingiu, no máximo, a fácies xisto-verde (SCHOBBENHAUS et al., 1984). No topo da Formação Tombador encontram-se conglomerados, com origem relacionada a leques aluviais, sotopostos a arenitos fluviais entrelaçados, com paleocorrentes no sentido oeste (CASTRO, 2003). O paleoambiente varia de maneira sucessiva de fluvial entrelaçado/eólico para eólico, fluvial entrelaçado, e leque aluvial/fluvial entrelaçado (BOMFIM et al., 1996). A Formação Tombador pode ser dividida nos intervalos inferior e superior. O primeiro é marcado por uma sedimentação monótona na bacia, sendo a deposição deltaica, estuarina, fluvial, litorânea e eólica. Já o intervalo superior é caracterizado por intenso tectonismo, sendo a sedimentação representada por depósitos de leques aluviais intercalados com fluviais e eólicos, gradativamente migrando para sistemas costeiros e marinhos shoreface (CASTRO, 2003). Na região de estudo, esta formação é caracterizada por uma grande sequência clástica arenosa com conglomerados polimíticos basais, gradando para conglomerados monomíticos intraformacionais em direção ao topo (MORAES & AMARAL, 2001). A transição da Formação Tombador para a Caboclo ocorre através de depósitos deltaicos e de linhas de praia (CASTRO, 2003). Cinco associações de litofácies constituem a Formação Caboclo, sendo elas laminito algal/calcarenito, lamito algal/estromatólito colunar, siltito lenticular amalgamado, lamito e arenito interestratificados e arenito conglomerático (ROCHA et 29 al., 1992). Já a Formação Morro do Chapéu é dividida em cinco associações de litofácies, que são, da base para o topo: 1) conglomerado suportado por clastos/arenito conglomerático/arenito; 2) siltito/arenito; 3) arenito com estratificações cruzadas sigmoides; 4) arenito/lamito; 5) arenito fluidificado. Sua sedimentação estaria associada a um brusco rebaixamento relativo do nível do mar, o que exporia a plataforma continental (representada pela Formação Caboclo), retrabalhando os sedimentos através de sistemas fluviais e escavando vales incisos (SAMPAIO et al., 1995). Grupo Santo Onofre O termo “Santo Onofre” foi utilizado pela primeira vez no Projeto Chumbo (SCHOBBENHAUS, 1972) para englobar quase toda cobertura composta por rochas vulcânicas e sedimentares no Espinhaço setentrional. Em 1993, Schobbenhaus propõe que o Grupo Santo Onofre seja representado tanto por unidades do Supergrupo Espinhaço, quanto por unidades correlatas ao Grupo Macaúbas. Para as primeiras, o autor sugere a denominação de Grupo Oliveira dos Brejinhos, e para as segundas sugere que se mantenha o nome Grupo Santo Onofre. Essa interpretação indica a existência de uma sedimentação neoproterozoica ao longo da faixa dobrada da Serra do Espinhaço, denominada Grupo Santo Onofre, estando superimposta a unidades do Supergrupo Espinhaço. A este trabalho interessam ambos grupos: Santo Onofre (SCHOBBENHAUS, 1993), que corresponde às formações Santo Onofre e Sítio Novo, de Inda & Barbosa (1978) e Dominguez (1996), e Oliveira dos Brejinhos. É provável que os grupos estejam incorporados aos metassedimentos que compõem as serras do Boqueirão e do Estreito, no extremo norte da Serra do Espinhaço (WINGE, 1968; SILVA et al., 1989). A estratigrafia do Grupo Oliveira dos Brejinhos, proposta por Schobbenhaus (1993), é baseada em Schobbenhaus (1972) e Costa & Silva (1980). O grupo possui espessura estimada em 3.000 m, sendo representado, da base para o topo, pelas formações: 1) Pajeú (KAUL, 1970), composta por arcóseos, conglomerados e vulcanitos; 2) Bom Retiro (PORCHER, 1970), formada por quartzitos e conglomerados; 3) Fazendinha (COSTA & SILVA, 1980), constituída por quartzitos e xistos; e 4) Serrada Vereda (KAUL, 1970), composta por dumortierita e/ou cianita- 30 quartzitos. De acordo com Inda & Barbosa (1978), Costa & Silva (1980) e Dominguez (1996), a bacia de sedimentação do grupo é tida como um rifte de orientação meridiana que na fase inicial esteve condicionado a um vulcanismo félsico, em ambiente continental, associado a sistemas fluviais, de leques aluviais e eólicos. Em direção ao topo a bacia grada para sistemas flúvio-deltaico a marinho raso. O grupo Santo Onofre (SCHOBBENHAUS, 1993) é composto por espessas sequências de quartzitos, quartzitos com intercalações de filitos, filitos intercalados com quartzito e poucas lentes de calcários. Os filitos possuem proporções variadas de hematita, grafita e mais raramente óxidos de manganês. Também podem apresentar níveis ricos de cloritóide e/ou pirita. A oeste do Rio Santo Onofre, no estado da Bahia, uma unidade quartzítica de topo, intercalada com filitos, transpõe rochas arqueanas do embasamento. Contudo, as relações de contato entre o grupo e o embasamento arqueano são relativamente mal expostas. Nesse contexto regional as unidades Santo Onofre estão pouco deformadas e, a oeste do Rio São Francisco, já no domínio plataformal, são cobertas por calcários do Grupo Bambuí (SCHOBBENHAUS, 1996). Próximo a cidade de Ibotirama, são relatados arenitos e siltitos, com fácies de planície de maré e barras de offshore, de ambiente plataformal (UHLEIN & PEDREIRA, 1989). 3.1.3 Supergrupo São Francisco O Supergrupo São Francisco, no Estado da Bahia, possui espessura máxima na ordem de 1.000 m, compreendendo rochas sedimentares carbonáticas e siliciclásticas, acumuladas entre 850 e 630 Ma, e os registros do supergrupo ocorrem na região oeste do estado (Grupo Bambuí) e na Chapada Diamantina (Formações Bebedouro e Salitre, sendo que somente a última ocorre na área de estudo) (GUIMARÃES et al., 2012). As rochas que compõem o supergrupo preenchem uma ampla sinéclise intracratônica, designada Bacia do São Francisco (DOMINGUEZ, 1996). Grupo Bambuí O Grupo Bambuí possui espessura máxima estimada na ordem de 900 m, e compreende uma sedimentação marinha transgressiva sobre o Cráton São Francisco, assentada em discordância nas rochas do embasamento cristalino e do Supergrupo Espinhaço, sendo subdividida, da base para o topo, nas seguintes formações: 1) Sete 31 Lagoas, composta por três associações de litofácies carbonáticas e siliciclásticas cortadas por vênulas preenchidas com calcita, sendo estas associações de fácies denominadas de associação pelítica/carbonática, associação carbonática/calcífera e associação dolomítica, da base para o topo; 2) Serra da Santa Helena, que compreende folhelhos cinza, esverdeado e creme, interestratificados com níveis de marga, siltito e argilito; 3) Lagoa do Jacaré, subdividida em duas associações de litofácies carbonáticas e siliciclásticas cortadas por vênulas preenchidas com calcita, sendo a primeira caracterizada pela equivalência quantitativa das partes carbonáticas e siliciclásticas, e a segunda pelo predomínio das litofácies carbonáticas, podendo haver oncólitos e estilólitos (MORAES FILHO, 1997); 4) Serra da Saudade, que compreende metassiltito e ardósia interestratificados (DARDENNE, 1978). As formações do Grupo Bambuí foram depositadas em ambiente marinho raso a litorâneo, com atuação de tempestades e marés (MORAES FILHO, 1997; CHIAVEGATTO & DARDENNE, 1997). A idade deposicional é estimada entre 700 e 600 Ma (ZALÁN & SILVA, 2007). Formação Salitre A Formação Salitre (BRANNER, 1910) possui espessura na ordem de 500 m e encontra-se assentada em discordância erosiva e angular sobre as rochas do embasamento cristalino, do Grupo Chapada Diamantina e da Formação Bebedouro. É subdividida em quatro unidades de litofácies carbonáticas e siliciclásticas, sendo elas, da base para o topo: 1) Unidade Nova América, composta por laminito algal, calcilutito, calcissiltito e níveis, por vezes silicificados, de calciarenito, dolarenito e estromatólitos colunares, e os carbonatos possuem mineralizações de zinco, chumbo, barita e concentrações de fosfatos; 2) Unidade Gabriel, constituída de calcilutito peloidal, calcissiltito laminado, calciarenito maciço oolítico, com níveis de calcirrudito, argilito e conglomerado intraclástico; 3) Unidade Jussara, formada por calciarenitos intraclásticos peloidais oncolíticos, calciarenitos quartzosos, calcirrudito, calcissiltito, calcilutito peloidal micrítico, com níveis de arenitos; 4) Unidade Irecê, composta por calcilutito laminado, localmente plaqueado, interestratificado com marga, arenito, siltito e argilito (BOMFIM et al., 1985). As rochas da formação possivelmente se depositaram em uma bacia gerada ou em decorrência de um regime tectônico flexural por sobrecarga de massa 32 (DELGADO et al., 2003) ou através de uma subsidência térmico-flexural associada a evolução das margens passivas do paleocontinente São Francisco (DOMINGUEZ, 1996), e preenchida durante 650 a 850 Ma, em ambiente marinho raso a plataforma do tipo rampa, caracterizada por declives suaves (LEÃO & DOMINGUEZ, 1992; GUIMARÃES, 2000, LOUREIRO et al., 2008, 2009). 3.2 Bacia de Drenagem do Rio São Francisco A bacia de drenagem do São Francisco possui área de 639.219 km², se estendendo pelos Estados de Minas Gerais, Bahia, Goiás, Pernambuco, Sergipe e Alagoas, além do Distrito Federal, perfazendo 7,5% do território nacional (ANA, 2002). Devido à sua extensão de 2.900 km (SANTOS et al., 2012) e aos ambientes diversos que percorre, é subdividida em quatro unidades fisiográficas: 1) Alto São Francisco, que vai da nascente na Serra da Canastra – MG até a cidade de Pirapora – MG, correspondente a 19% da área da bacia; 2) Médio São Francisco, de Pirapora a Remanso – BA, correspondente a 55% da bacia; 3) Sub-médio São Francisco, que se estende de Remanso a Paulo Afonso – BA, equivalente a 24% da bacia; 4) Baixo São Francisco, com curso de Paulo Afonso até a foz no oceano Atlântico (divisa dos estados de Sergipe e Alagoas), proporcional a 7% da bacia (Figura 10). O rio possui 36 afluentes, sendo as sub-bacias dos rios Paracatu, Grande e Velhas as com maiores contribuições para a formação da vazão do São Francisco (PEREIRA et al., 2007). 33 Figura 10: Bacia de drenagem do rio São Francisco e seus principais afluentes (modificado de Pereira et al., 2007). 3.2.1 Clima O regime de ventos é resultado da sobreposição de mecanismos atmosféricos sinóticos (de escala global) e de mesoescala (regionais). Quanto ao regime sinótico, no Estado da Bahia predominam dois mecanismos: o Anticiclone Subtropical do Atlântico a sul, que sofre perturbação de massas polares com periodicidade intermitente; e os ventos alísios a norte, que possuem regime constante. As direções desses mecanismos convergem, causando ventos proeminentes vindos de nordeste, leste e sudeste. Quanto a eventos de mesoescala, nas regiões de chapada no centro do Estado e demais regiões elevadas existe uma complexa interação entre o deslocamento atmosférico e as formas elevadas, caracterizando um mecanismo de brisas de montanha-vale. A direção do regime de ventos atuantes na Bahia varia 34 pouco, possuindo sentido leste-oeste (SANTOS et al., 2013). A região de estudo possui ventos com maiores velocidades nos períodos secos (inverno e primavera), com ventos de até 11 m/s no inverno nas regiões de serra (SANTOS et al., 2013). A precipitação média anual é menor que 800 mm, sendo inverno e primavera as estações mais secas, e verão e outono as mais úmidas (Figura 11). Assim, o clima é semi-árido (Bsh) de acordo com a classificação de Köppen (ALVARES et al., 2013). Figura 11: Precipitação média anual e sazonal no Estado da Bahia (modificado de Santos et al., 2013). No Estado da Bahia, o período mais chuvoso é de novembro a janeiro, com máximo de chuvas em dezembro (KOUSKY & CHU, 1978), em decorrência da 35 penetração de sistemas frontais ou seus restos em latitudes mais baixas (KOUSKY, 1979). Em certos momentos, esses sistemas frontais agem para iniciar e organizar uma convecção tropical sobre o leste brasileiro, resultando na Zona de Convergência do Atlântico Sul (em inglês “South Atlantic Convergence Zone” – SACZ), que apresenta uma faixa de nebulosidade orientada (noroeste-sudoeste) a partir da região amazônica até o oceano Atlântico subtropical (KOUSKY & CAVALCANTI, 1988). Na porção norte do estado a precipitação atinge um segundo máximo de fevereiro a abril, como consequência do deslocamento para sul da Zona de Convergência Intertropical (em inglês “Intertropical Convergence Zone” – ITCZ; KOUSKY & CHU, 1978) (Figura 12). Figura 12: Atuais parâmetros climáticos regionais da área de estudo. A) Posições sazonais da ITCZ (modificado de Wang et al., 2004) e da SACZ (modificado de Wang et al., 2006), e a direção predominante dos ventos. Imagem de satélite: fonte Google Earth Pro, cor natural, 2021; B) Diagrama de roseta das direções de vento anuais na área de estudo (polígono preto), entre 1994 e 2009 (modificado de Santos et al. 2013). 36 3.2.2 Paleoclima Na região do médio São Francisco existem diversos estudos paleoclimáticos em espeleotemas e travertinos em cavernas (STRÍKIS et al., 2011, 2015; 2018; WANG et al., 2004; CRUZ et al., 2009). São reconhecidos períodos úmidos durante os últimos 210 mil anos na região, e estes períodos ocorreram devido ao deslocamento (ainda maior que o habitual) da ITCZ para sul, quando a temperatura do ar na Groenlândia é baixa, as monções do leste asiático são fracas e durante os eventos Heinrich no Atlântico Norte (WANG et al., 2004). Já para o Holoceno, somente o deslocamento da ITCZ para sul não pode explicar as variações a longo prazo na precipitação na América do Sul. A precipitação sobre o Nordeste também foi influenciada pela intensidade das monções nas escalas de tempo orbitais. A liberação de calor latente durante a precipitação das monções afetou a força da porção equatorial do anticiclone subtropical sobre o Nordeste, estando diretamente relacionada à aridez em grande escala na região. No entanto, durante o Holoceno a precipitação regional estava em antifase com o restante da América do Sul tropical, devido às mudanças causadas pela insolação na circulação das monções (CRUZ et al., 2009). Quanto a estudos paleoclimáticos na região de estudo, destacam-se Oliveira et al. (1999) e sua análise palinológica a partir de sedimentos de turfa na planície do médio São Francisco. Segundo os autores, o final do Pleistoceno (entre 10.990 e 10.000 anos atrás) é caracterizado por um aumento significativo de umidade e diminuição da temperatura, o que permitiu o desenvolvimento e expansão de uma floresta de galeria tropical taxonomicamente rica no vale do rio Icatu. Um resfriamento generalizado de 5ºC nas regiões tropicais durante o Pleistoceno Superior é relatado por Stute et al. (1995) após estudos em paleoaquíferos na região nordeste do Brasil, por Colinvaux et al. (1996) na Amazônia brasileira ocidental, por Behling (1996) no delta do rio Amazonas, por Oliveira et al. (1992) na região sudeste, e por Behling (1997) na região sul. No início do Holoceno, a paisagem do vale do rio Icatu foi dominada principalmente por florestas de galeria, porém, a partir de 8.910 anos existe uma tendência progressiva de condições mais áridas, que aparentam atingir seu ápice entre 6.790 e 6.230 anos. Entre 6.230 e 4.240 anos a vegetação e o clima são caracterizados por várias oscilações na abundância de táxons pertencentes a 37 diferentes formações vegetais, com um possível aumento de umidade em 4.886 anos. Esse padrão muda drasticamente após 4.240 anos atrás, quando caatinga e cerrado começam a dominar o cenário (OLIVEIRA et al., 1999). 3.3 Dunas Quaternárias do Médio São Francisco A ocorrência de dunas parabólicas associadas à planície do rio São Francisco é relatada nas porções do Médio (OLIVEIRA et al., 1999; BARRETO et al., 2002; AB’SABER, 2006; BARTORELLI et al., 2010; SANTOS & LATRUBESSE, 2021; MESCOLOTTI et al., 2021), Submédio São Francisco (FERREIRA et al., 2013; CABRAL, 2014), e na foz do rio (BARBOSA & DOMINGUEZ, 2004). Williams (1925) foi o primeiro a se referir aos sedimentos eólicos localizados no médio São Francisco, chamando-os de “um pequeno Saara ao longo do rio São Francisco”, e inferiu que a planície aluvial do rio seria a fonte dos sedimentos. Durante as estiagens as areias ficariam expostas e seriam transportadas pelos ventos alísios, gerando as dunas. Em 1926, Moraes Rego incluiu esses depósitos na Formação Vazantes, citando a ocorrência de dunas ativas próximas ao rio, e dunas extintas em direção ao interior. Porém, em 1970 Leal retirou os depósitos eólicos da Formação Vazantes e os incluiu na Formação Casa Nova. Na porção norte da região de maior concentração dos depósitos eólicos, próxima a cidade de Pilão Arcado, o principal padrão morfológico é composto por grandes dunas parabólicas compostas. A sedimentação eólica se deu provavelmente de modo policíclico, com alternância de fases de geração e dissecação de dunas. Atualmente as dunas encontram-se em processo de dissecação pela erosão, estando a morfologia original modificada em diferentes estágios. Os graus de seleção granulométrica, da porcentagem de grãos arredondados e da textura superficial fosca aumentam de leste para oeste, o que indica que o retrabalhamento dos grãos se deu neste sentido, concordando com os dados de paleoventos adquiridos a partir de imagens de satélites. A razão quartzo/feldspato (>95% de quartzo) indica supermaturidade mineralógica dos sedimentos. Os minerais pesados possuem assembleia relativamente pobre, composta predominantemente por zircão, turmalina, rutilo, estaurolita e cianita, e subordinadamente por epidoto e anfibólios, sendo esses minerais encontrados, segundo a autora, apenas próximos ao rio São Francisco. Os metassedimentos do Grupo Santo Onofre (retrabalhados pelo rio São Francisco e 38 seus afluentes) foram importante fonte dos sedimentos (BARRETO, 1993). Partindo do princípio de que o rio São Francisco e seus afluentes foram a principal fonte dos sedimentos formadores das dunas, e comparando a carga de areia transportada atualmente pelo rio com o volume estimado de areia eólica encontrada entre Pilão Arcado e Barra, seriam necessários no mínimo 100 ka para que o rio fornecesse toda a areia necessária para a formação das dunas (BARRETO & SUGUIO, 1993). Em estudos mais recentes, envolvendo mapeamento, análise de fácies sedimentares e datações por luminescência opticamente estimulada (em inglês “Optically Stimulated Luminescence” – OSL), foram caracterizados quatro principais domínios geomorfológicos ao longo dessa região do médio São Francisco (Figura 13). No primeiro estão as superfícies degradacionais, topograficamente mais elevadas, que formam terraços, constituídos por depósitos aluvionares mais antigos, e subdivididas em terraço alto (87.7±12.7 ka) e terraço baixo (65.5±5.3 a 39.3±4.3 ka). Estas superfícies possuem pouca variação de relevo e declividade suave, seguindo o gradiente atual do rio, em direção NNE (MESCOLOTTI et al., 2021). 39 Figura 13: Mapa geomorfológico da região do campo de dunas do médio Rio São Francisco, Bahia (modificado de Mescolotti, 2021). O segundo domínio geomorfológico são as planícies fluviais agradacionais, confinadas em um vale inciso limitado pela encosta dos terraços marginais, e subdividas em três zonas: cinturão de meandros antigo (18.1±1.6 ka), cinturão de meandros recente (15.5±1.5 ka) e cinturão de drenagem moderno. Dois cinturões de meandros amalgamados e abandonados (antigo e recente), com as morfologias originais do rio preservadas, funcionam como planície de inundação para o cinturão de drenagem moderno. O terceiro domínio é caracterizado pelo campo de dunas eólicas, que se 40 estende por uma grande área na margem esquerda do rio e uma menor na margem direita. São observadas dunas de dimensões variadas, grande parte estabilizada pela vegetação da caatinga e com direção predominante de migração para WNW. São reconhecidas quatro zonas geomorfológicas: megadunas parabólicas, dunas parabólicas compostas, planície eólica e dunas empoleiradas. Os depósitos são compostos por areia quartzosa inconsolidada, bem selecionada, de granulação fina a média, com poucos grãos de minerais pesados e feldspato. Em algumas trincheiras rasas foram observadas estratificações cruzadas e concentrações de fragmentos milimétricos de carvão 2 m abaixo da superfície (MESCOLOTTI, 2021; MESCOLOTTI et al., 2021). As megadunas parabólicas possuem morfologia bem preservada, e ocorrem principalmente como dunas simples (alongadas) e subordinadamente como dunas compostas (aninhadas, digitadas e superimpostas), com alturas de até 30 m no nariz, comprimentos de braços variando entre 1,2 e 16,3 km, e larguras entre 0,9 e 5,7 km, e a direção de transporte possui azimute médio de 292º. São reconhecidas em ambas as margens do rio, porém na margem esquerda ocorrem comumente próximas ao São Francisco. Dunas parabólicas compostas, com formas digitadas, aninhadas e lobadas, comprimento de braço entre 0,3 e 2,0 km e largura entre 0,3 e 1,4 km, e migração predominante em direção ao azimute 301º ocorrem com bastante frequência na área. Possuem até 50 m de altura e chegam a cobrir partes das megadunas parabólicas, frequentemente estando aninhadas em seus narizes. Algumas dunas apresentam sinais de reativação recente, principalmente nas proximidades da margem esquerda do rio, onde existem pequenas dunas parabólicas coalescentes modernas (MESCOLOTTI, 2021). As dunas empoleiradas ocorrem somente na margem esquerda do rio, no topo de falésias que formam uma barreira alta e estreita ao longo da margem, como um cinturão de dunas com largura entre 0,5 e 1,5 km. Estas dunas sobrepõem outras formas eólicas. Planícies eólicas são superfícies eólicas estabilizadas, praticamente planas, com lençóis de areia, área interdunas secas e feições eólicas deflacionárias, como cristas reliquiares com quilômetros de extensão (MESCOLOTTI, 2021). As atividades eólicas se iniciaram pelo menos desde o Pleistoceno Médio (246.9 ka) e houve duas fases de estabilização, a primeira há aproximadamente 18 ka e a segunda após 5 ka, marcadas pela presença de paleossolos com raízes com 41 cimentação carbonática. A orientação das dunas a norte e a sul da latitude 10º30’ S possui uma pequena diferença (Figura 14), que pode ser entendida como resposta à deflexão do vento ao passar pelo planalto leste da Chapada Diamantina. Não existem evidências de deposição eólica após 5.8±2 ka, quando os campos de dunas se tornaram praticamente inativos, exceto por localidades restritas onde houve atividade eólica na margem esquerda, próximo ao rio (MESCOLOTTI, 2021). Figura 14: Parâmetros morfométricos e direção de migração das megadunas parabólicas e das dunas parabólicas compostas (modificado de Mescolotti, 2021). O quarto e último domínio é composto por um conjunto de leques aluviais, localizados a sul do campo de dunas na margem esquerda do rio. Os canais que formam os leques são efêmeros e retrabalham as areias das dunas. Os leques 42 possuem um típico padrão de drenagem distributivo, e avançam sobre a superfície dos terraços antigos (MESCOLOTTI, 2021). 43 4. Materiais e Métodos 4.1 Trabalho de Campo As amostras foram coletadas em duas campanhas de campo, a primeira em 2019, quando foram selecionadas 18 amostras para a análise de minerais pesados e granulometria com base na localização geográfica da coleta e de modo a abranger diferentes gerações das dunas e paleodunas. Já a segunda viagem de campo ocorreu em 2020 e foram coletadas 11 amostras, com foco nos depósitos localizados na margem direita do rio. As amostras foram categorizadas de acordo com o tipo de depósito a que pertencem, resultando em cinco subdivisões: 1) depósitos eólicos em ambas margens do rio São Francisco, que incluem megadunas parabólicas (MD), dunas parabólicas compostas (DC), dunas empoleiradas (DE), planície eólica (PE) e depósitos eólicos indiferenciados (IN), denominados dessa maneira por não apresentarem nenhuma característica que permitisse englobá-los nas classificações utilizadas. Para este trabalho, a planície eólica foi amostrada somente na margem esquerda, próximo à Serra do Estreito (P11 e 12) e próximo ao rio (P13); 2) depósitos indiferenciados sobre o embasamento (DEE), que ocorrem próximos ao Lago de Itaparica, na margem direita; 3) sedimentos em riacho de leito rochoso (SLR), que ocorre na área fonte leste, também na margem direita; 4) depósitos fluviais antigos (DF), localizados entre o campo de dunas da margem direita e a calha do rio; 5) canal atual do rio São Francisco (CSF) (Tabela 01) (Figura 15). Tabela 01 - Categorização das amostras de acordo com os depósitos. (1) Idades obtidas por Mescolotti (2021); Mescolotti et al. (2021) a partir de datação OSL. TIPO DE DEPÓSITO AMOSTRA MARGEM PROFUNDIDADE DE COLETA (m) IDADE (ka)(1) EÓLICO MD P08 E 1,7 11.4±1.8 P09 1,1 16.8±3.5 P16 D 1,6 25.5±4.4 DC P03 E 1,15 - P07 1,6 14.0±1.6 P10 0,6 5.2±1.4 44 TIPO DE DEPÓSITO AMOSTRA MARGEM PROFUNDIDADE DE COLETA (m) IDADE (ka)(1) EÓLICO DC P15 D 1,5 7.6±0.7 DE P04 E 1,2 1.1±0.2 P06 1,6 13.7±1.2 PE P11 E 1,3 6.5±0.7 P12 0,6 10.0±2.2 P13 1,9 14.0±2.1 IN P01 E 0,3 11.5±3.7 2,9 36.2±4.1 P02 0,0 - 0,25 23.4±4.8 P05 1,3 246.9±19.3 P14 D 1,2 54.3±7.8 P17 - - P18 DEE P22 D - - P23 P24 P25 P26 FLUVIAL SLR P21 D - - DF P19 D 3,6 - P20 0,6 - CSF P27 - - - P28 P29 45 Figura 15: Localização das amostras coletadas em trabalhos de campo em 2019 e 2020. Imagem de satélite: fonte Google Earth Pro, cor natural, 2021. 4.2 Análise Granulométrica As análises granulométricas foram realizadas por difração a laser no equipamento Mastersizer 2000 com Hydro 2000MU acoplado. Este tipo de análise utiliza a difração que as partículas provocam em um feixe de raios laser para calcular a granulometria dos sedimentos. As amostras secas foram colocadas em uma solução de 800 ml de água deionizada e três gotas de hexametafosfato de sódio (10%), para 46 evitar aglutinação dos sedimentos (fração silte e argila). Em sete pontos (P01, 02, 07, 08, 09, 15 e 16) foi realizada análise granulométrica a cada 20 cm, da base ao topo, para verificar se há variação vertical da granulometria. Nas seções geológicas de Mescolotti (2021), foram acrescidos os dados granulométricos obtidos. Nos demais, a profundidade de coleta, e consequentemente a profundidade analisada, está indicada na tabela 01. Os parâmetros granulométricos detalhados são apresentados no Anexo I. Para a classificação nominal foi utilizado o valor de diâmetro médio. 4.3 Análise de Minerais Pesados Para este estudo foram selecionadas duas frações granulométricas: areia muito fina (0,062-0,125 mm) e areia fina (0,125-0,250 mm), provenientes do peneiramento de 28 amostras (gerando 56 lâminas delgadas), pois, devido a segregação hidráulica, os minerais pesados tendem a se concentrar nas frações mais finas (MORTON, 1985). O bromofórmio (tribromoetano CHBr3) com densidade de 2,89 g/cm3 foi utilizado para concentração dos minerais através dos processos de flutuação e afundamento. Os minerais pesados (sem a retirada dos minerais magnéticos) foram montados sobre lâminas de vidro com bálsamo do Canadá natural (índice de refração de 1,54). 4.3.1 Identificação e Contagem Como auxílio para a identificação mineralógica foi utilizado o atlas de minerais pesados e mineralogia ótica de Mange & Maurer (1992). Foram observadas e descritas, em todas as espécies minerais, suas propriedades de cor, hábito, grau de arredondamento, grau de esfericidade, presença de inclusões, zoneamento, geminações e feições de dissolução. A contagem dos grãos se deu pelo método de contagem por faixas, contando- se ao menos 300 grãos por lâmina, sendo que algumas lâminas possuem menos de 300 grãos no total (Anexo II). Foram contados os minerais transparentes e os resultados obtidos foram recalculados para 100% e a abundância dos minerais, individualmente, foi apresentada em porcentagem. Os com porcentagem inferior a 1% foram considerados minerais traços. O índice RZi (rutilo e zircão) foi utilizado para evidenciar possíveis mudanças na proveniência sedimentar, e o índice TZi (turmalina e zircão) foi utilizado como 47 indicativo dos controles hidráulicos durante a deposição (MORTON & HALLSWORTH, 1994). Esses índices foram obtidos a partir da contagem independente de 200 grãos, quando possível (Anexo III). 4.3.2 Análise de Variedades de Turmalina e Zircã