Autores

Firmino, I.G. (UEM - GEMA) ; Fortes, E. (UEM - GEMA) ; Vargas, K.B. (UEL)

Resumo

O rio Goio-Erê está localizado nas regiões Noroeste e Centro-Ocidental do estado do Paraná, instalado sobre a Bacia Sedimentar do Paraná, e se encontra no contexto de transição entre os arenitos do Grupo Caiuá e os basaltos da Formação Serra Geral. Como forma de analisar o perfil longitudinal do rio Goio-Erê e de identificar rupturas que possam estar relacionadas ao equilíbrio gerado por mudanças na resistência litológica ou desequilíbrios gerados por controle estrutural ou tectônico, foi aplicado o Índice de Ajuste Fluvial (AF). Ao todo foram identificadas 4 anomalias de drenagem relacionadas a trechos com rupturas de declive. O conjunto de rupturas identificadas no curso médio/superior são provavelmente respostas ao equilíbrio gerado por mudanças na resistência litológica de basalto maciço para basalto vesicular. Outras três anomalias de drenagem sugerem ter significado estrutural ou tectônico, já que se formaram posteriormente à instalação da drenagem e geram níveis de base local.

Palavras chaves

Índice de Ajuste Fluvial; Controle estrutural; Lineamentos de drenagem

Introdução

A análise do perfil longitudinal de um rio é um importante parâmetro de análise morfoestrutural. Em uma região de domínio intraplaca, com pouca atividade tectônica, os rios tendem naturalmente a adquirir um perfil de equilíbrio, cuja projeção longitudinal se assemelha ao perfil de uma função logarítmica, com altitudes que decrescem exponencialmente da montante para a jusante (CHRISTOFOLETTI, 1980). Contudo, mudanças no gradiente do perfil longitudinal podem ser um indicativo de equilíbrio devido às mudanças na resistência litológica ou de forma de jazimento do substrato (HACK, 1973; McKEOWN et al., 1988) ou uma resposta ao desequilíbrio causado por desembocadura de tributários, mudanças climáticas, oscilações do nível do mar (JONES, 1924), rochas intrusivas (FIRMINO, 2016) ou mesmo elevação da superfície (SEEBER e GORNITZ, 1983; GOLDRICK e BISHOP, 1995; BISHOP et al., 2005; ETCHEBEHERE et al., 2011). O rio Goio-Erê está localizado nas regiões Noroeste e Centro-Ocidental do Paraná (Figura 1a). É afluente da margem direita do rio Piquiri (PR) e possui uma extensão média de 201 km. Nasce aos 670 m de altitude próximo à divisa dos municípios de Farol (PR) e Mamborê (PR) e desagua aos 266 m no rio Piquiri. Pode ser classificado como um rio encaixado de leito misto, por possuir um gradiente que acompanha a declividade do terreno, apresenta formas erosivas e alguns segmentos marcados por leito aluvial. O rio está localizado no domínio da Bacia Sedimentar do Paraná e flui sobre os basaltos da Formação Serra Geral (JK) em seu curso médio/superior e inferior e sobre os arenitos do Grupo Caiuá (K) em seu terço médio/inferior (Figura 1b). Em dois segmentos o leito do rio é composto por sedimentos Quaternários, no intervalo entre os 15 e 25 km e em todo o intervalo sobre o Grupo Caiuá (Figuras 1a e 1b). Estes sedimentos são aluviões Holocênicos (MINEROPAR, 2006) constituídos por material argilo-silto-arenoso, embora em alguns trechos estes depósitos também possam ter origem coluvial. Este rio possui uma característica cataclinal, sendo o principal responsável pela erosão dos arenitos em sua bacia hidrográfica. A rede de drenagem apresenta um padrão subdendrítico, o que pode ser representado por formas retilíneas e por lineamentos de drenagem no curso principal e nos tributários, devido à morfologia tabular decorrente dos derrames de basalto e prováveis falhas no arenito (FIRMINO e FORTES, 2017). O relevo caracteriza-se por planaltos com topos alongados, aplainados e vertentes convexas com vales em “V” pouco profundos (SANTOS et al., 2006). A proposta desta pesquisa é analisar por meio do Índice de Ajuste Fluvial o comportamento do perfil longitudinal do rio Goio-Erê em toda a sua extensão, como forma de identificar rupturas que possam ser o resultado de formas de equilíbrio gerados por controle litológico ou desequilíbrios gerados por controle estrutural ou soerguimento de blocos estruturais. Tal abordagem representa uma das avaliações iniciais de um projeto que pretende avaliar as morfoestruturas da bacia hidrográfica do rio Goio-Erê e áreas adjacentes por meio de diferentes métodos e o procedimento aqui adotado visa a seleção de locais para a realização de estudos adicionais.

Material e métodos

A drenagem do rio Goio-Erê foi extraída a partir das imagens de satélite disponibilizadas pelo software Google Earth Pro. Posteriormente este percurso foi salvo em formato shapefile e exportado para o SIG Global Mapper 16. As cotas altimétricas do rio foram obtidas junto aos dados da Shuttle Radar Topography Mission (SRTM). Para isso foi utilizado o mosaico do modelo digital de elevação (MDE) dos quadrantes 24S53W, 24S54W, 25S53W e 25S54W com resolução aproximada de 30 m, obtidos junto ao USGS (http://earthexplorer.usgs.gov/). O perfil longitudinal foi extraído por meio do SIG Global Mapper 16 através da ferramenta Path Profile<Analysis/Measurement, onde foram obtidas as cotas altimétricas de até 5056 segmentos, o equivalente a uma cota para cada ~39 m. Posteriormente os dados foram exportados para o software Excel 2013, onde foram agrupados em colunas os dados da distância acumulada do rio (L), a distância por segmento (l) e as cotas altimétricas por segmento (h). Para a análise do perfil longitudinal foi proposto pelo primeiro autor desta pesquisa o Índice de Ajuste Fluvial (AF). Este índice utiliza os mesmos parâmetros dos índices SL (Slope-Lenght) proposto por Hack (1973) e do índice DS (Distance-Slope) proposto por Goldrick e Bishop (2007). Contudo, sua equação faz uso de parâmetros diferentes dos índices citados anteriormente. Este método tem por base a relação entre as declividades do perfil longitudinal do rio e de seu perfil de equilíbrio (Figura 2). O perfil de equilíbrio foi gerado a partir da equação logarítmica do perfil longitudinal do rio, que é dado por uma linha côncava em um gráfico de altitude (eixo Y) por extensão (eixo X). Esta linha representa o perfil longitudinal ideal do rio, caso estivesse em equilíbrio (MORISAWA, 1968). As cotas altimétricas do perfil de equilíbrio foram obtidas pela equação h=λln(L)+hmáx, onde λ é uma constante empírica obtida pela função f (ln) e hmáx corresponde à altitude máxima do perfil de equilíbrio. As declividades de cada segmento foram obtidas por meio da equação D=Δh/l, onde Δh é a diferença de altitude entre os dois pontos analisados. O índice AF foi obtido por meio da relação entre as declividades do rio (Drio) e do perfil de equilíbrio (Dln(rio)), expresso pela seguinte equação: AF=D(rio)/Dln(rio). Também foram analisadas as diferenças de altitude entre os dois perfis para cada segmento, como forma de identificar convexidades no rio (Figura 3b). A análise foi feita por meio dos parâmetros de evolução de rupturas apresentados por Gardner (1983) e pelos controles e suas implicações apresentados por Sinha e Parker (1996).

Resultado e discussão

O perfil longitudinal do rio Goio-Erê (Figuras 1b, 3a e b) apresenta uma concavidade bastante evoluída, o que já era esperado para um rio desse porte. Contudo, algumas variações na declividade para os segmentos dos cursos superior e inferior sugerem que o rio também está sendo influenciado por controle estrutural, embora estas feições não alterem a forma côncava geral do rio a não ser em alguns pequenos segmentos. A extração para segmentos muito curtos permitiu identificar variações abruptas no canal, que provavelmente passariam despercebidas para uma extração de trechos maiores. Contudo, seus valores podem expressar diferenças de declividade ocasionadas por pequenas rupturas no canal, como cachoeiras e corredeiras. Muitas vezes estes trechos são gerados por controle estrutural ou litológico. Ao todo foram identificados até 4 segmentos com valores superiores ou próximos de 1m/m de AF, que podem ser classificados como anomalias de drenagem, já que são trechos que destoam da declividade do perfil longitudinal de equilíbrio. A aplicação do índice AF também permitiu diferenciar 2 trechos principais: o segmento médio/superior, que se prolonga por todo o trecho de leito basáltico e o segmento médio/inferior, que corresponde ao trecho aluvial sobre o arenito Caiuá e os segmentos finais sobre basalto (Figura 3a). O segmento médio/superior possui uma concentração maior de variações de valores de AF ocasionadas por trechos em desequilíbrio, geradas por rupturas de drenagem de pequeno porte. A maior anomalia, com valor superior a 2 m/m de AF (Figura 3a – anomalia 1), está localizada próximo à nascente do rio. Embora tenha um significado morfométrico importante, as nascentes são segmentos fluviais mais recentes e não respeitam as formas de equilíbrio da drenagem (HACK, 1973; McKEOWN et al, 1988), por isso são trechos com declividades mais elevadas, que muitas vezes, não correspondem com a declividade de seus perfis longitudinais. A segunda maior anomalia de drenagem identificada pelo índice AF (Figura 3a – anomalia 2) está relacionada a um conjunto de rupturas localizadas à jusante do segmento onde ocorrem os sedimentos Quaternários no curso superior, aos 25,7 km. Embora não ocorram estruturas ou lineamentos transversais à drenagem, que poderiam representar controle por falhas, uma pequena inflexão na drenagem e a ocorrência de sedimentos apenas na margem direita do rio (Figura 4b) podem ter um importante significado tectônico ou estrutural, já que este segmento é um importante nível de base que demarca a passagem entre um trecho aluvial e trechos marcados por corredeiras e elevado gradiente hídrico. A referida inflexão pode ter sido gerada por uma falha como sugere Firmino e Fortes (2017). A existência de planície apenas na margem direita do rio onde ocorre a curvatura do sistema fluvial pode ser um indicativo da posição do bloco baixo da provável falha marcada pelo alinhamento da drenagem neste segmento (Figura 4b). O nível de um basalto vesicular espesso e/ou um nível de disjunções mais densas e talvez tabulares também podem ter gerado o controle neste segmento. O controle direcional observado pode incidir sobre esses níveis, diminuindo sua resistência erosiva a jusante. A existência de planícies e terraços neste segmento do rio são consideradas formas fluviais anômalas pelo fato de prevalecerem formas erosivas nos percursos superiores de drenagem (CHRISTOFOLETTI, 1980). A planície também demarca o início de uma extensa convexidade no perfil longitudinal que se estende por aproximadamente 34 km, cujas altitudes destoam bastante do perfil de equilíbrio em até 50 m (Figura 3b). Este também é o segmento onde está a maior concentração de variações de AF. Esta convexidade implica em um aumento da diferença de altitude entre os dois perfis (Figura 3b), que segue até o ponto médio deste segmento e um processo de aumento gradativo da declividade para jusante até seu ponto final, aos 53 km, indicando haver material de baixa resistência erosiva a montante e alta resistência erosiva a jusante do início do segmento aluvial. Todo o intervalo a partir do ponto final do trecho aluvial até o ponto médio do rio também possui uma morfologia de trechos tortuosos fortemente encaixados, compartimentado por diversos níveis de corredeiras e cascatas, que se prolongam até os 92 km de rio, demonstradas pelas variações de declividade do índice AF. Lima e Binda (2013), Lima (2014) e Lima e Flores (2017) demonstraram que as rupturas e as variações de declividade que ocorrem em rios de basalto da Formação Serra Geral são controladas por sucessões de derrames que apresentam litologia de basalto vesicular intercalado por basalto maciço. Embora seja a mesma rocha, a diferença no arranjo estrutural ocasionada pelo esfriamento destes basaltos interferem diretamente na tensão de cisalhamento do leito do rio, sendo menor para o basalto vesicular e maior para o basalto maciço. Os trechos de leito basáltico do rio Goio-Erê marcados por pequenas variações de AF também podem ser resultado do equilíbrio gerado por contatos de basalto vesicular e basalto maciço, principalmente no segmento médio a montante. Contudo, as anomalias de AF identificadas neste segmento podem ser resultado de desequilíbrios gerados por falhas, soleiras ou elevação do terreno, o que também explicaria a existência do trecho convexo. Não se deve descartar a possibilidade de que neste trecho deve haver pelo menos dois ou três derrames empilhados, com variações intraderrame na tensão de cisalhamento crítica, o que implica em uma evolução conjunta da pilha de derrames, cuja dinâmica ainda não está bem delineada. A morfologia observada é sugestiva de um modelo por substituição (ver GARDNER, 1983), o que acarretaria num processo em que a tensão de cisalhamento do leito (τo) é um pouco superior a tensão de cisalhamento crítica (τc), mas precisa ser melhor investigada quanto à sua dinâmica, por se tratar de uma knickzone de estrutura litológica composta. Um importante knickpoint localizado aos 92 km da nascente possui um conjunto de variações de AF com valores baixos, mas representa um importante nível de base que marca a passagem entre os 2 trechos identificados pelo índice AF (Figura 3a). Este pequeno intervalo também possui diversos níveis de corredeiras alinhados a lineamentos de drenagem (Figura 4a), o que sugere serem falhas. O segmento médio/inferior apresentou um conjunto de variações tênues de AF (Figura 3a), o que demonstra que este trecho se encontra mais ajustado ao seu perfil de equilíbrio. Nem mesmo o segmento situado na transição entre a Formação Serra Geral e o Grupo Caiuá apresentou variações de declividade. Embora esta estabilidade já fosse esperada para os segmentos finais de um rio, o que é demonstrado pela acumulação de sedimentos neste canal, é muito provável que este trecho esteja sendo controlado estruturalmente ou tectonicamente, pelo fato dos sedimentos não se projetarem até à desembocadura do rio. A segunda transição entre as duas unidades litológicas também não apresenta variações de declividade. Contudo, o segmento localizado no intervalo entre os 177 km e os 180 km (Figura 4c), possui o mais importante knickpoint deste rio. Embora os valores de AF para este segmento não tenham sido os maiores (Figura 3a – anomalia 4), com um desnível de aproximadamente 35 m, esta ruptura representa um importante desequilíbrio na drenagem. Marcada por vários níveis de corredeiras e cachoeiras (Figura 4d), este trecho pode ter sido gerado por uma falha perpendicular ao canal, que deu origem a um processo de erosão remontante e migração do knickpoint. O desenvolvimento desta ruptura e o local onde ocorre sugere um processo de evolução por retração paralela, em que a tensão de cisalhamento critica (τc) é bem menor que a tensão de cisalhamento do leito (τo) na base de sua ruptura e o processo inverso pode ser observado em seu topo.

Localização e geologia da bacia hidrográfica do rio Goio-Erê (a) e seu perfil longitudinal (b).


Esboço gráfico dos parâmetros utilizados para o cálculo do índice AF.


Resultados obtidos pelo índice de Ajuste Fluvial (AF) (a) e diferença de altitude obtida para cada cota altimétrica em relação aos dois perfis (b).


Rupturas e lineamento de drenagem transversal ao rio (a), inflexão seguida de depósitos unilaterais (em amarelo) (b) e rupturas próximas a foz (c, d).

Considerações Finais

O elevado número de variações de declividade identificadas pelo índice AF ao longo do perfil longitudinal do rio Goio-Erê demonstra que este rio possui um forte controle estrutural e litológico principalmente em seu segmento médio a montante. Estas variações são rupturas de drenagem possivelmente originadas pelo contato entre basalto maciço intercalado por basalto vesicular, o que acarretaria em uma forma de equilíbrio gerada pela diferença na resistência litológica entre estas rochas. Contudo, algumas anomalias possuem significados mais importantes, como a ruptura de drenagem localizada no segmento final dos sedimentos quaternários existentes no curso superior do rio, o conjunto de rupturas localizadas no segmento médio do rio e que demarcam a passagem entre o trecho médio/superior, com um gradiente mais elevado e o trecho médio/inferior, formado por trechos de planície e um terceiro conjunto de rupturas localizadas no curso inferior do rio. Estes três segmentos foram gerados possivelmente por falhas posteriores à instalação da drenagem. Estas hipóteses poderão ser confirmadas com levantamentos de campo, reconhecimento de falhas e estruturas em rochas e de fácies sedimentares.

Agradecimentos

À CAPES (Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior) pela concessão de bolsa de doutorado e ao GEMA (Grupo de Estudos Multidisciplinares do Ambiente) pelo apoio e suporte físico/ laboratorial.

Referências

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