RELAÇÃO DECLIVE-ÁREA PARA ANÁLISE DA RESPOSTA GEOMORFOLÓGICA EM RIOS DE LEITO ROCHOSO: UMA APLICAÇÃO BREVE EM ROCHAS DA UNIDADE SUPERIOR DA FORMAÇÃO SERRA GERAL

Autores

Flores, D.M. (USP) ; Lima, A.G. (UNICENTRO) ; Oliveira, D. (USP)

Resumo

A relação declive-área para a análise da resposta geomorfológica em leitos rochosos tem se mostrado eficiente para inferência da resistência erosiva de litologias. Analisou-se um rio com 50 km de extensão, que corta duas unidades litológicas distintas da Formação Serra Geral, uma de basalto hipovítreo e a outra de riodacito pórfiro. Observou-se que lineamentos condicionam os valores de Ks (0,0669), θ (-0,378) e de R2 (0,1883), diminuindo-os. Analisando os segmentos litologicamente homogêneos obtiveram-se valores de θ = -0,3 para hipovítreos e -2,0 para riodacitos. A discretização do perfil em segmentos permitiu identificar θ = -1,78 em um dos segmentos hipovítreos, e θ = -1,87 nos riodacitos, mesmo com interferência de muitos lineamentos. Os índices de concavidade elevados indicam incisão e erosão eficiente em ambas as litologias. Os índices de declividade (ks) de dois segmentos discretizados mostraram maior resistência dos riodacitos (360) em relação aos basaltos hipovítreos (0,1614).

Palavras chaves

análise declive-área; perfil longitudinal; lineamentos

Introdução

Muitos índices morfométricos são utilizados com o intuito de conhecer melhor a evolução da morfologia dos rios, bem como, de sua mecânica fluvial condicionada ou não às diversas características geológicas e geomorfológicas. De longe, os rios de leito aluvial são os mais estudados pelos pesquisadores atrelados à geomorfologia fluvial. Seja pela maior presença desta tipologia sobre a superfície terrestre ou pela maior interferência sobre as atividades humanas que a mobilização da sedimentação imprime. Contudo, outra tipologia de leito fluvial tem suscitado aos pesquisadores novos desafios quanto a sua dinâmica e morfologia. São os rios de leito rochoso (bedrock channel). Estes rios se caracterizam pela possibilidade de ocorrência ou não de margens rochosas, fácil mobilização de sedimentos, quando não forem contínuos ao longo do tempo e espaço (HOWARD et. al., 1994; WHIPPLE et. al., 2000, 2002; 2004; TUROWSKI et. al. 2008; LIMA, 2009) e processos fluviais específicos que determinam sua evolução. A relação declive - área, ou lei da potência do escoamento (stream power law), como análise morfométrica, tem sido usada para identificar as características evolutivas de perfis longitudinais em leitos predominantemente rochosos (HOWARD e KERBY 1983; HOWARD et. al. 1994; SKLAR e DIETRICH, 1998; STOCK e MONTGOMERY, 1999; WHIPPLE et. al. 2000). Lima (2008, 2009, 2010, 2012, 2014) foi pioneiro no Brasil na aplicação da referida análise para estudos de canais de leitos rochosos em basaltos da Formação Serra Geral. Dentre muitos resultados importantes, o autor (op. cit) identificou diferentes domínios de resistência à erosão em derrames da citada formação. Buscando compreender a resposta geomorfológica desses canais e também complementar os estudos geomorfológicos em rochas vulcânicas iniciados por Lima (2009, 2010, 2012, 2014), visou-se aplicar a relação declive-área em uma série de canais de constituição rochosa da Formação Serra Geral, mas na unidade superior. Nesta, a constituição rochosa alterna-se entre litotipos ácidos, pouco fraturados, e básicos, com maior densidade de fraturamento que a unidade básica inferior. Como esta pesquisa faz parte de uma tese de doutoramento, aqui será apenas apresentada uma breve análise da relação declive-área sobre um dos canais que cortam ambas litologias da unidade superior da Formação Serra Geral. O objetivo é demonstrar a utilização da análise declive-área e seu potencial para interpretar a resposta fluvial frente à variação litológica e interferência tectônica. A tese completa pretende analisar uma série de canais e não apenas um, e inferir a resposta geomorfológica das unidades ácidas e básicas.

Material e métodos

O modelo matemático chamado de declive-área surgiu com os trabalhos de Hack (1957), Brush (1961) e Flint (1974). Howard e Kerby, (1983), Howard e Seidl, (1994), Sklar e Dietrich (1998), Stock e Montgomery (1999; Whipple e Tucker, (2002), Duvall et. al., (2004), Lima (2009), aplicaram o referido índice para análise de incisão fluvial em leitos mistos (rochoso/aluvial), baseados em uma função potência: S = ks A – θ (1) Onde: S é a declividade, A, é a área de drenagem, ks é um coeficiente que consiste no índice de declividade e “θ” é uma constante empírica considerada como índice de concavidade. A função potência usada na relação declive-área é uma expressão matemática que visa compreender a evolução erosiva dos perfis longitudinais dos rios escolhidos e os mecanismos fundamentais do seu ajuste morfológico. A tendência natural na plotagem dos dados de área de drenagem e declividade é a diminuição das declividades rio abaixo, conforme aumenta a área de drenagem. No entanto, se houver diferentes resistências litológicas ao longo do percurso do rio e/ou interferências tectônicas essa tendência será perturbada, produzindo uma dispersão na distribuição dos pontos. Quanto maior for essa dispersão menor será o coeficiente de determinação (R²), que mede o ajuste dos dados à linha de tendência. Idealmente, um segmento de rio esculpido em uma determinada litologia deverá apresentar um índice de declividade (Ks) característico. Ao passar de um tipo litológico para outro, portanto, há mudança em Ks, produzindo um escalonamento nos dados (WHIPPLE, 2001; VANLANINGHAM e GOLDFINGER, 2006; LIMA, 2014). Ao mesmo tempo, o índice de concavidade tende a ser baixo quanto maior for o grau de perturbações, sobretudo tectônica, ao longo do perfil. Área de estudo Para a análise selecionou-se o rio Coutinho (Fig. 1) um dos afluentes da margem direita do Rio Jordão, no município de Guarapuava (PR), que dista 255 km da capital Curitiba (PR) no estado do Paraná. Na bacia do rio Coutinho ocorrem três unidades da Formação Serra Geral, denominadas de membros no mapeamento da Mineropar (2013), sendo eles: Três Pinheiros, Foz do Areia e Guarapuava. O Membro Três Pinheiros (Ksgcal) aflora na margem direita e principais áreas de cabeceiras do Coutinho. Este é constituído pelo basalto pitanga hipovítreo e com alto grau de fraturamento. O Membro Foz do Areia (Ksgcaf) aflora a leste e oeste da bacia, mas não na calha do rio. E o Membro Guarapuava (Ksgcog) aflora em quase toda a margem esquerda constituído por rochas ácidas (riodacitos). Base cartográfica e dados básicos para o modelo declive-área. Utilizou-se imagens SRTM e ASTER GDEM de resolução de 15 m extraindo automaticamente através dos softwares de mapeamento, as curvas de nível com equidistância de 5 m e a rede de drenagem, na escala de 1: 10.000, usando-se ferramentas pertencentes aos softwares (ARC GIS, QGIS e Global Mapper). Para a demarcação dos lineamentos em mapa utilizou-se de técnicas de sombreamento de imagens SRTM, segundo Palacios e Viana, (2011). Os procedimentos para a montagem da relação declive-área consistem na inserção de pontos de intersecção entre as curvas de nível e o rio, onde cada ponto contenha o dado altimétrico de elevação com o trecho do rio. Em seguida, delimita-se a área de drenagem para cada ponto de intersecção. Posteriormente, realiza-se a medição de distância de ponto a ponto, seguindo o canal fluvial, em seguida, todos os dados são exportados para uma tabela no software Excel. Na planilha eletrônica organiza-se a área, comprimento e distância em metros e quilômetros de cada ponto. É necessário um procedimento de suavização dos dados, suprimindo os valores repetidos de intersecção de uma mesma curva de nível com o rio. Por último realiza-se o cálculo de declividade de cada trecho do canal, onde se divide o valor da altura (5 m) pela distância medida entre um ponto a outro, além dos cálculos do modelo declive-área.

Resultado e discussão

Características litológicas O basalto hipovítreo é caracterizado por derrames toleíticos básicos, ricos em TiO2. Estes perfazem o relevo mais ao norte do município de Guarapuava (PR). Estes são afaníticos quanto à textura e se apresentam em tonalidades de cinza-esverdeado a preto (melanocrático). Possuem fraturas conchoidais e disjunção colunar com entablatura em leque nos cortes observados (ARIOLI et. al. 2008). Sua alteração ocorre pelas fraturas ou pela esfoliação esferoidal dos blocos maiores fornecendo a rocha, uma coloração amarelada por oxidação dos minerais portadores de ferro. A partir do trecho médio do rio Coutinho afloram os riodacitos porfiríticos, subtipo ácido extrusivo, leucocrático a mesocrático em sua coloração, com pelo menos 30% de minerais claros. Apresenta no geral, quartzo, plagioclásio, com menores quantidades de piroxênio como minerais essenciais. Controles exercidos pelos lineamentos O rio Coutinho apresenta 13 zonas bem definidas de convexidade (Fig. 2 perfil longitudinal), associadas com algum ponto de ruptura de declive (Knickpoint). Observou-se que nos pontos de ruptura havia lineamentos incidentes sobre as intersecções curva-drenagem. Em apenas um caso (R3 – Fig. 2A) não foi observado lineamento sobre a intersecção. A partir do ponto 25 entre R9 e R12, do leito do rio, em quase 20 km de extensão linear ocorre a transição litológica dos hipovítreos para os riodacitos. Neste trecho sete lineamentos representativos condicionam a drenagem, sendo dois deles concordantes a falha regional principal do Piquiri (NW-SE) e dois de sentido NE-SW que provavelmente influenciam a inflexão que o rio possui no trecho, de NW-SE para NE-SW. Análise da relação declive-área do perfil longitudinal do rio Coutinho Os dados plotados no modelo declive-área para o rio, leva a crer que a interferência tectônica observada ao longo do canal influencie bastante o valor baixo de R2 (0,1883 – Fig. 2B). Contudo alguma tendência é possível de ser extraída sobre os dados. Os modelos que representam o hipovítreo, principalmente nos segmentos C a F da figura 2 mostram tendências de ajuste hidráulico do perfil, ou seja, um ajuste que responde à potencia do escoamento. Nos riodacitos, as grandes irregularidades pela maior dispersão dos pontos retornam valores menos inteligíveis. Os valores para todo Coutinho indicam um processo de ajustamento hidráulico do fluxo do rio em relação às litologias que embasam o leito. O valor do índice de concavidade (θ) para o Coutinho (-0,378) indica interferências significativas, provavelmente pelos lineamentos restritos à bacia e de porte regional. Uma tendência de diminuição das declividades do perfil é visualizada quando se observa os trechos homogêneos internos a ele. Alguns autores (FINNEGAN et. al. 2005; SNYDER et al., 2000; KIRBY E WHIPPLE, 2001; BROCKLEHURST e WHIPPLE, 2002; KIRBY et al., 2003; WOBUS et al., 2003; VANLANINGHAM, MEIGS e GOLDFINGER 2006; LIMA, 2014; HAN e CHOI, 2014, AMBILI e NARAYANA, 2014) documentaram um padrão de valores de ajustamento da drenagem em relação a resistência litológica. O intervalo de 0,3 - 0,7 para o índice de concavidade indicaria um ajustamento dos processos fluviais sobre a litologia. Duvall, et. al. (2004) obtiveram valores de concavidade distintos ao compararem duas litologias a partir de trechos de mudança litológica, com valores de até -0.83 para litologias mais resistentes e -0.48 para litologias friáveis em regiões de baixa atividade tectônica. O mesmo foi observado no Coutinho, o índice de concavidade varia de -0,3 nos hipovítreos para -2,0 nos riodacitos. O valor do índice de declividade (Ks) nos riodacitos se mostrou bem mais elevado (920,6) do que no basalto hipovítreo (0,0362). Separados os dois trechos e ajustados os valores de R2, o valor dos riodacitos se mostrou mais elevado (R2 =0,5029) do que para o hipovítreo (R2 =0,0143). Todos estes aspectos apontam para uma maior erodibilidade dos riodacitos quando comparados aos hipovítreos. Por que tal configuração de valores, uma vez que, o basalto hipovítreo é mais fraturado se comparado aos riodacitos pórfiros? A segmentação do perfil em trechos menores permitiu identificar homogeneidade de resistência à erosão e visualizar melhor os valores do índice de concavidade. Números estes relevantes para o entendimento da dinâmica fluvial e de resistência das rochas em relação à ação dos processos fluviais. O primeiro trecho (Fig. 2 C), entre os pontos 1 e 10, indicou maior ajustamento hidráulico dos declives sobre o hipovítreo. No segmento de pontos inferior (Fig. 2 C - L1) há uma nítida tendência de diminuição do declive e maior θ (-1,783), com maior grau de ajuste dos valores (R2 = 0,94). Os pontos dos declives maiores não seguem uma tendência, provavelmente por interferências associadas aos lineamentos. Em outros trechos destacado na figura 2 (segmentos D-F), os valores de θ e de ajustamento de R2 demonstram a tendência de diminuição dos declives. Apenas o segmento E em seu ajuste (R2 = 0,66), destoa da tendência de diminuição, pois apresenta valores elevados de Ks (326,84) e θ (2,56). Isto talvez, seja fruto da influencia tectônica gerada por um soerguimento mais generalizado, condicionando inclusive, as baixas declividades, e fornecendo a este trecho do rio, um menor ajuste entre litologia e potência de escoamento. Na discretização G (Fig. 2), notam-se grandes irregularidades nos declives devido aos lineamentos sobre o trecho, fator indutor das irregularidades. Os índices de declividade e concavidade são de certa forma, representativos para os riodacitos a partir do ponto 27 (ks = 360,93; θ = -1,873 e R2 = 0,41), mesmo dentre o trecho de irregularidades (Fig. 2B’) é possível identificar uma tendência de diminuição dos declives, mas talvez não tão suficiente para demonstrar a resistência erosiva dos riodacitos. Comparado o segmento G (riodacitos) e C (hipovítreos), verifica-se que θ são muito próximos (-1,377 para hipovítreos; -1,873 para riodacitos) e Ks notadamente diferentes (0,1809 para hipovítreos; 360,93 para riodacitos). Sendo segmentos representativos, entende-se que os riodacitos são mais resistentes à erosão por arrancamento que os hipovítreos, o que seria totalmente alinhado ao conhecimento sobre os processos erosivos em leitos basálticos (LIMA, 2009, 2012, 2014). Assim, θ iguais seriam indicativos de desenvolvimento erosivos semelhantes sobre as litologias (Duvall et al., 2004; Whipple, 2004), neste caso tanto para hipovítreos como para riodacitos. Isso remete a algumas questões: O segmento G é representativo para os riodacitos? Como seria a dinâmica dos processos erosivos nos riodacitos, que os leva, mesmo sendo mais resistentes a sustentarem evoluções de perfil (denunciado em θ) semelhantes e provavelmente com a mesma velocidade erosiva dos basaltos hipovítreos marcadamente mais fraturados? Entre os dois conjuntos que perfazem o segmento G (Fig. 2), há uma grande extensão aluvial e nela a inserção de um grande afluente. O aumento da vazão no trecho provavelmente compensa a disposição dos declives irregulares atribuindo a este (pontos 27-47) os valores de maior ajustamento. Correlacionando os pontos do perfil com os pontos na análise declive-área ficam mais nítido as interferências tectônicas sobre a dispersão no modelo. Todos os lineamentos delimitados no mapa e dispostos no perfil coincidem na análise declive-área. Em função disso, os valores de θ e ks devem ser vistos com cautela para o perfil integral do rio, pois podem não representar a resposta litológica e sim a interferência dos lineamentos. Isso não invalida a análise, pois valores de θ relativamente baixos, como encontrado no Coutinho, são indicativos de interferências tectônicas (AMBILI e NARAYANA, 2014; LIMA, 2009, 2014). Por outro lado, a discretização de trechos homogêneos na relação declive-área revelam índices de concavidade elevados, indicativos de incisão fluvial significativa e erosão eficiente (WHIPPLE, 2004; LIMA, 2009,2014).

Tabela 1. Tabela de dados para análise declive- área do Rio Coutinho.


Figura 1. Mapa geológico e de localização da bacia do Rio Coutinho.


Figura 2. Perfil longitudinal do Rio Coutinho e análise declive – área.

Considerações Finais

CONSIDERAÇÕES FINAIS Outras questões, como a mecânica erosiva fluvial, representada pelos processos de arrancamento, abrasão por carga suspendida, macro abrasão e cavitação que imperam sobre estes leitos de tipo rochoso (WHIPPLE et. al. 2000; LIMA, 2009, 2012, 2014), não foram ainda, totalmente mensurados para este e os demais afluentes da bacia. Isto de fato fornecerá, quando delimitado em futuras análises, maiores informações sobre a evolução erosiva do rio e resistência destas duas litologias. Desta forma, pretende-se ainda identificar a resposta geomorfológica dos leitos rochosos não apenas do rio Coutinho, mas também dos demais canais que perfazem a bacia e outras inseridas no mesmo contexto, que apresentam as mesmas litologias de embasamento do membro superior da Formação Serra Geral.

Agradecimentos

AGRADECIMENTOS Agradecimentos ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pelo financiamento à pesquisa através da bolsa de doutoramento (nº 162331/2015-0).

Referências

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

AMBILI, V; NARAYANA, A.C. Tectonic effects on the longitudinal profiles of the Chaliyar River and its tributaries, southwest India. Geomorphology 217 (2014) 37–47, http://dx.doi.org/10.1016/j.geomorph.2014.04.0130169-555X/ 2014.
BROCKLEHURST, S.H., WHIPPLE, K.X., 2002. Glacial erosion and relief production in the eastern Sierra Nevada, California. Geomorphology 42, 1–24, <http://dx.doi.org/10.1016/S0169-555X(01)00069-1>.
BRUSH, L. M. Drainage basins, channels, and flow characteristics of selected streams in Central Pennsylvania. U.S. Geol. Surv. Prof. Paper, 282F, p.145-181, 1961.
DIBIASE, R.A., WHIPPLE, K.X., HEIMSATH, A.M., OUIMET, W.B., 2010. Landscape form and millennial erosion rates in the San Gabriel Mountains, CA. Earth and Planetary Science Letters 289(1 2), 134 144
DUVALL, A.; KIRBY, E.; BURBANK, D.W. Tectonic and lithologic controls on channel profiles and processes in coastal California. J. Geophys. Res., Washington, D.C., v. 109F, no. 3, p. 1-18. 2004.
FLINT, J. J. Stream gradient as a function of order, magnitude and discharge. Water Resour. Res., Washington, D.C., v. 10, no. 5, p. 969-973, 1974.
HACK, J. T. Studies of longitudinal stream profiles in Virginia and Maryland. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., Washington, D.C., no. 294B, p. 421-429, 1957.
HOWARD, A. D.; KERBY, G. Channel changes in badlands. Geol. Soc. Amer. Bull., New York, v. 94, p. 739-752, 1983.
HOWARD, A. D.; DIETRICH, W. E.; SEIDL, M. A. Modeling fluvial erosion on regional to continental scales. J. Geophys. Res., v. 99, no. B7, p. 13971-13986, 1994.
KIRBY, E.; WHIPPLE, K. X. Quantifying differential rock-uplift rates via stream profile analysis. Geology, Boulder, v. 29, p. 415-418, 2001.
KIRBY, E., WHIPPLE, K., TANG, W., CHEN, Z., 2003. Distribution of active rock uplift along the eastern margin of the Tibetan Plateau: inferences from bedrock channel longitudinal profiles. Journal of Geophysical Research 108(B4), 2217. h ttp://dx.doi.org/10.1029/2001JB000861.
LIMA, A. G. Controle geológico e hidráulico na morfologia do perfil longitudinal em rio sobre rochas vulcânicas básicas da Formação Serra Geral no Estado do Paraná. Tese de doutorado. UFSC. Florianópolis – SC. 2009.
LIMA, A.G. (2010). Rios de leito rochoso: aspectos geomorfológicos fundamentais. Ambiência. v.6, p.339 – 354.
LIMA, A. G. Erosão fluvial sobre rochas vulcânicas: algumas inferências a partir de segmentos côncavos de perfis longitudinais. Rev. Bras. Geocienc., São Paulo, v. 42, suppl. 1, p. 34-41, 2012.
LIMA, A.G. (2014). Uso da relação declive-área para avaliação de interferências neotectônicas em perfil longitudinal de rio. Boletim de Geografia, v. 32, n. 2, p. 158-172.
MINEROPAR. Serviço Geológico do Paraná. O Grupo Serra Geral no Estado do Paraná. Vol. 1 e 2, Curitiba: Mineropar, 2013.
PALACIOS, J. R. A.; VIANA, R. R. Detecção e extração de lineamentos locais (sujeitos ao controle estrutural regional) de imagens de relevo, derivadas de dados da srtm. Revista Brasileira de Geofísica, (2011), 29(3): 527-533, Sociedade Brasileira de Geofísica ISSN 0102-261X.
SKLAR, L.; DIETRICH, W. E. River longitudinal profiles and bedrock incision models: stream power and the influence of sediment supply. In: TINKLER, K. J.; WOHL, E.E., (eds.), Rivers over rock: fluvial processes in bedrock channels. American Geophysical Union: Washington, DC, 1998. p. 237-260. (Geophysical monograph 107).
STOCK, J. D.; MONTGOMERY, D. R. Geologic constraints on bedrock river incision using stream power law. J. Geophys. Research, v.104, p. 4983-4993, 1999.
TUROWSKI, J. M.; HOVIUS, N.; WILSON, A.; HORNG, M. Hydraulic geometry, river sediment and the definition of bedrock channels. Geomorphology, v. 99, p. 26-38, 2008.
VANLANINGHAM, S.; MEIGS, A.; GOLDFINGER, C. The effects of rock uplift and rock resistance on river morphology in a subduction zone forearc, Oregon , USA. Earth Surf. Processes Landf., Sussex, v. 31, no. 10, p. 1257-1279, 2006.
WHIPPLE, K.X.; HANCOCK, G.S.; ANDERSON, R.S. River incision into bedrock: mechanics and relative efficacy of plucking, abrasion, and cavitation. Geol. Soc. Am. Bull., v.112, n.3, p. 490–503, 2000.
WHIPPLE, K.X. TUCKER, G.E. Implications of sediment flux dependent river incision models for landscape evolution. J. Geophysical Research, v.107, n.B2, doi: 10.1029/2000JB000044, 2002.
WHIPPLE, K. X. Bedrock rivers and the geomorphology of active orogens. Annual Review Earth Planetary Science, Palo Alto, v. 32, p. 151-185, 2004.
WHIPPLE, K.X., DIBIASE, R.A., CROSBY, B.T., 2013. Bedrock rivers. In: Shroder, J. (Editor in Chief), Wohl, E. (Ed.), Treatise on Geomorphology. Academic Press, San Diego, CA, vol. 9, Fluvial Geomorphology, pp. 550–573.
WOBUS, C.W., HODGES, K.V., WHIPPLE, K.X., 2003. Has focused denudation sustained active thrusting at the Himalayan topographic front? Geology 31, 861–864.