A Bacia Hidrográfica do Paraná José Luiz Lorenz Silva

Transcrição

1 A Bacia Hidrográfica do Paraná José Luiz Lorenz Silva A Bacia do Rio Paraná drena uma área de km 2 ao longo dos mais de quilômitros que separam sua nascente, na confluência dos Rios Grande e Paranaíba da respectiva foz, no estuário do Rio da Prata. A partir do estudo da ciclicidade geoquímica das maiores drenagens sul-americanas, assim como da avaliação dos correlatos parâmetros físicos, Lerman & Meybeck, (1987) in Magalhães, (1997), posicionaram a Bacia do Rio Paraná como segunda maior da América do Sul. A largura do leito estável do Rio Paraná varia entre 1,2 e 15 quilômetros. Sua calha está encaixada em travessões de basalto, arenitos e aluviões. O débito na foz é variável em torno dos m 3 /ano e a carga sedimentar é de, aproximadamente, toneladas/ano (IBGE, 1988). O traçado da drenagem atual foi configurado a partir do Cretáceo quando, tectonismos geraram basculamentos em série e escalonamento de blocos, originando o atual configuração da bacia (Milliman & Meade, 1983 in Souza Filho, 1995). Ao longo do Rio Paraná, a partir da década de 60, foram instalados vários barramentos para aproveitamento hidrelétrico, obras as quais modificaram a dinâmica hídrica, a forma do leito estável e do canal originais. Antes dos barramentos o canal fluvial era estreito e marcado por várias quebras da linha d água, entre elas o Salto de Urubupungá e a Cachoeira de Itapura. Na maior parte do curso superior a drenagem em apreço está na área de influência do Complexo Hidrelétrico de Urubupungá o qual congrega 26 reservatórios, sendo os maiores os lagos das Usinas de Ilha Solteira, Engenheiro Souza Dias e Engenheiro Sérgio Motta (Magalhães, 1997). O alto curso do Rio Paraná é caracterizado pela afluência de drenagens de grande porte, presença de ilhas, braços abandonados, barras arenosas, canais secundários e sistemas de lagoas; muitos dos quais estabelecidos em paleocanais, truncados ou não, por desníveis de origem tectônica, os quais estão inseridos em terraços altos ou baixos. Os altos terraços fluviais são marcados pela ocorrência de sistemas lênticos com corpos d'água de formas arredondadas. Nos baixos terraços, compartimento plano que se estende por até 20 km desde a margem direita da calha atual do Rio Paraná, bem como nas planícies fluviais só existentes ao sul da área presentemente estudada, as lagoas exibem formas típicas de braços abandonados ou são corpos alongados (Cattanio & Lorenz-Silva, 1987).

2 No Estado de Mato Grosso do Sul, as várzeas do Rio Paraná foram submersas pelos reservatórios ou incorporadas ao sistema produtivo, especialmente à pecuária. No alto curso o regime de cheias ainda é a principal variável de modulação dos meios físico e biótico regionais. As flutuações do nível fluvial, embora alteradas pelos represamentos, têm amplitude anual média ainda mantendo uma sazonalidade (Magalhães, 1997). Os barramentos fluviais, comuns no alto curso do Rio Paraná, embora controlem grande parte da dinâmica fluvial através da modulação antrópica dos níveis de base, não impedem, mormente nos grandes afluentes regionais, a ocorrência de que eventos sazonais e seu registro erosivo ou deposicional no contexto fluvial. A competência e a capacidade do meio, mesmo sob relativo controle, influem na construção dos elementos deposicionais. Por competência se entende a velocidade de fluxo necessária para a mobilização de cargas sedimentares de granulometrias variadas, enquanto a capacidade é o volume de sedimentos que pode o rio transportar por unidade de descarga. Depósitos fluviais incluem blocos, seixos e grânulos irregulares, numa matriz de areia, silte e argila, conjunto que pode revelar alguma gradação, tanto nos acúmulos dos fundos da calha quanto nos das margens fluviais. Partículas muito finas permanecem em suspensão ou são depositandas nas planícies de inundação, nos baixos terraços, nas lagoas, nos canais abandonados, ou ainda no baixo curso do canal fluvial, onde a competência do meio é quase nula. Sedimentação química fica restrita aos ambientes de baixa energia, onde formam paleossolos, nódulos, camadas carbonáticas, carvão e evaporitos. No contexto fluvial, durante as grandes enxurradas, os sedimentos podem ser mobilizados através da ação de fluxos gravitacionais, tanto em ambientes subaquosos quanto nos subaéreos. Tal dinâmica geralmente inicia por um escorregamento uniforme, (landslide). A continuidade de processo, pode gerar a deformação e a mistura de grande quantidade de clastos mal selecionados, (debris flow). Até ser atingido o equilíbrio gravitacional ocorre a drenagem da água intersticial da massa sedimentar em movimento (Walker & James, 1994). A taxa de sedimentação e as dimensões físicas das unidades depositadas no meio fluvial, geram corpos de grandeza e características particulares os quais são limitados por descontinuidades e contatos com o substrato. As estruturas sedimentares que ficam preservadas nas rochas decorrem da migração das formas de leito. A partir do estudo das formas deposicionais, dos leitos, das unidades estratigráficas e dos complexos bacinais é

3 possível reconhecer e hierarquizar diferentes níveis de heterogeneidade (Mial, 1991 in Reading, 1997). Nos canais fluviais retos ou curvos, cascalhos, areias e sedimentos finos, constroem barras, bancos e depósitos marginais. Os canais e as barras são as unidades deposicionais básicos de um rio onde elementos arquiteturais comporiam o sistema deposicional como corpos de dimensões menores do que um canal e maiores do que uma unidade faciológica. Tais macroformas ou componentes de larga escala da paisagem fluvial são produtos dos muitos eventos deposicionais e erosivos ocorridos ao longo do tempo. De dezenas até milhões de anos, são geradas em ambiente fluvial: barras laterais e frontais, bancos de areia e ilhas. No registro litológico as barras formam superfícies de topo convexo (quarta ordem), as quais truncam, internamente, as superfícies de terceira ordem indicativas de deposições individuais. Cada unidade deposicional é representativa de um período de crescimento ativo da barra. As intercalações de drapes, ou níveis delgados de lama, seriam indicativas de eventuais decréscimos de fluxo (Allen, 1983 in Reading, 1997). Eventos erosivos ficam registrados nas rochas por truncamentos e acamadamentos cruzados de baixo ângulo, também chamados de superfícies de reativação. Ashley, (1990) usa o termo superfície de reativação para as superfícies de terceira ordem que separam as macroformas (barras) de incremento sedimentar (progradação) as quais podem ter um desenho retilíneo (2D) ou sinuoso (3D). Com o fito de simplificar sua referência, conjuntos de elementos arquiteturais podem ser identificados por siglas. Assim (LA) identifica elementos de acresção lateral, caso das barras em pontal, onde há acresção sedimentar de alto ângulo no sentido da margem para o centro do canal. Com (DA) se identifica depósitos de acresção de jusante, (downstream), as quais formam barras ativas e ilhas cujo posicionamento ocorre em posição mais central do canal e cuja construção ocorre por aporte de clastos desde o alto curso. Os elementos DA são caracterizados pela presença de cosets com hierarquias variadas de superfícies de deposição. (CH) identifica elementos de canais, geralmente canais secundários. (SG) identifica depósitos de fluxo gravitacional, geralmente nas proximidades de leques aluviais. (SB) identifica formas de areia decorrentes de rompimento de dique marginal (crevasse splays). (LS) identifica acamadamentos laminares arenosos (em forma de lençol). (OF) identifica acamadamentos de sedimentos finos, calcretes e silcretes em associações com pedogênese (Walker & James, 1994). Os sedimentos finos são depositados nas planícies e terraços dos segmentos planos adjacentes as calhas fluviais. Na região sob estudo os terraços fluviais despontam como

4 patamares aplainados de largura variável e terrenos inundáveis somente em épocas de enchente. São compartimentos limitados por uma escarpa em direção ao curso d água. Os terraços compostos por materiais relacionados à antiga planície de inundação são denominados terraços aluviais. A remoção total ou parcial de uma planície de inundação, ocorreria via oscilações climáticas com diminuição no débito hídrico e retomadas erosivas sobre o embasamento rochoso. Os soerguimentos tectônicos e ou os rebaixamento do nível geral de base, poderiam ser os eventos geradores dos terraços encaixados, típicos no Rio Paraná (Christofoletti,1980). Os baixos terraços da margem direita do Rio Paraná fazem o papel de planície, abrigando veredas nos baixios de paelocanais. Nessa região rebaixada são comuns as lagoas as quais, em épocas de enchente, são coadunadas pelas águas fluviais. Neste domínio são comuns as quebras da seqüência de vertentes, sugerindo a ocorrência de erosão e deposição quaternários, os quais propiciaram a formação de feições que se assemelham a de um meandros abandonados. Os terraços fluviais representam os principais indicadores cronológicos para o estabelecimento da estratigrafia dos corpos aluviais de ocorrência espacial fragmentada. O estudo dos episódios de sedimentação na calha fluvial revela informações importantes para o planejamento e ocupação racional do espaço (Guerra,1994). Nos terraços fluviais predominam solos hidromórficos, os quais se desenvolvem sob influência de lençois freáticos altos, em condições de saturação de água. Neles o acúmulo de matéria orgânica sob condições redutoras gera cores acinzentadas escuras no horizonte A. O óxido de ferro migra para o horizonte B, onde ocorrem mosqueamentos de coloração vermelha e formação de nódulos que endurecem originando as concreções lateríticas, também conhecidas como plintita (Lepesh, 1977). Guidicini, (1973) in Souza Filho, (1995) descreve a região de segmentos planos adjacentes a calha do Rio Paraná a partir dos terraços altos e de encosta, os quais seriam superfícies regulares, geralmente associadas a presença de lagos e lagoas. O segundo nível topográfico seriam terraços baixos e o último compartimento diz respeito à planície aluvial que se encontra a aproximadamente 5m acima do nível médio do rio. Este compartimento, na região ora estudada, depósitos de cordões arenosos, diques marginais e paleocanais sobrepostos a espessos pacotes rudáceos. Clastos de sílex com estruturas estromatolíticas são encontrados no leito do Rio Paraná, desde Ilha Solteira (SP) até a localidade de Rosana (SP), trecho que incluí o contexto investigado. Depósitos de quartzito associado a estratos lenticulares de areia são freqüêntes no fundo de canais de drenagem que cortam os basaltos

5 da Formação Serra Geral. A área-fonte dos sedimento rudáceos seria a Serra do Caiapó, divisor de águas entre os Rios Paraná e Araguaia situado no sudoeste do Estado de Goiás. Naquela região afloram as litologias do Grupo Passa Dois (Fairchild et al., 1985 in Bogianni et al., 1991).