Universidade Estadual De Campinas Instituto De Geociências

UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

ANDRÉ DE OLIVEIRA SOUZA

DINÂMICA GEOMORFOLÓGICA E GEOCRONOLOGIA DAS COBERTURAS SUPERFICIAIS DO RIBEIRÃO ARAQUÁ, MUNICÍPIOS DE SÃO PEDRO E CHARQUEADA-SP

CAMPINAS 2016

ANDRÉ DE OLIVEIRA SOUZA

DINÂMICA GEOMORFOLÓGICA E GEOCRONOLOGIA DAS COBERTURAS SUPERFICIAIS DO RIBEIRÃO ARAQUÁ, MUNICÍPIOS DE SÃO PEDRO E CHARQUEADA-SP

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO APRESENTADA AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNICAMP PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE EM GEOGRAFIA NA ÁREA DE ANÁLISE AMBIENTAL E DINÂMICA TERRITORIAL

ORIENTADOR: PROF. DR. ARCHIMEDES PEREZ FILHO

ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO ALUNO ANDRÉ DE OLIVEIRA SOUZA E ORIENTADO PELO PROF. DR. ARCHIMEDES PEREZ FILHO

CAMPINAS 2016

Agência(s) de fomento e nº(s) de processo(s): FAPESP, 2014/03894-5

Ficha catalográfica Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências Cássia Raquel da Silva - CRB 8/5752

Souza, André de Oliveira, 1990- So89d SouDinâmica geomorfológica e geocronologia das coberturas superficiais do Ribeirão Araquá, municípios de São Pedro e Charqueada-SP / André de Oliveira Souza. – Campinas, SP : [s.n.], 2016.

SouOrientador: Archimedes Perez Filho. SouDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.

Sou1. Superfícies geomorfológicas. 2. Luminescência óptica estimulada. 3. Oscilações climáticas. 4. Paleobotânica - Holoceno. I. Perez Filho, Archimedes,1947-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.

Informações para Biblioteca Digital

Título em outro idioma: Geomorphological dynamics and geochronology of superficial deposits of Araquá river in cities of São Pedro and Chaqueada, São Paulo state Palavras-chave em inglês: Geomorphologic surfaces Optically stimuled luminescence Climate oscillations Paleobotany - Holocene Área de concentração: Análise Ambiental e Dinâmica Territorial Titulação: Mestre em Geografia Banca examinadora: Archimedes Perez Filho [Orientador] Raul Reis Amorim Emerson Martins Arruda Data de defesa: 04-01-2016 Programa de Pós-Graduação: Geografia

UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA ÁREA DE ANÁLISE AMBIENTAL E DINÂMICA TERRITORIAL

AUTOR: André de Oliveira Souza

“Dinâmica Geomorfológica e Geocronologia das Coberturas Superficiais do Ribeirão Araquá, Município de São Pedro e Charqueada-SP"

ORIENTADOR: Prof. Dr. Archimedes Perez Filho

Aprovado em: 04 / 02 / 2016

EXAMINADORES:

Prof. Dr. Archimedes Perez Filho – Presidente

Prof. Dr. Raul Reis Amorim

Prof. Dr. Emerson Martins Arruda

A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora, consta no processo de vida acadêmica do aluno.

Campinas, 04 de fevereiro de 2016.

Ao David Souza, meu heroi, meu ídolo, meu Pai. In memoriam

AGRADECIMENTOS

O conhecimento é construído conjuntamente através do compartilhamento de saberes. Sendo assim, durante a elaboração dessa dissertação muitas pessoas e instituições estiveram envolvidas e colaboraram significativamente para a sua concretização. Portanto, agradeço à Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP) pela concessão de recursos financeiros para a realização dessa pesquisa, os quais viabilizaram o pleno desenvolvimento dos trabalhos; e ao Instituto de Geociências pelos auxílios com transportes e, em especial, aos funcionários da Secretária de Pós Graduação por toda a atenção despendida ao longo desses anos. Do mesmo modo, agradeço ao Prof. Dr. Archimedes Perez Filho, orientador e amigo, pelos saberes compartilhado, ensinamentos e, sobretudo, por ter me confiado como seu orientando. Certamente, foram momentos gratificantes ao seu lado, os quais se estenderão em trabalhos futuros. Impreterivelmente, agradeço a minha noiva Rayanne por estar ao meu lado desde o início dos trabalhos, sempre me proporcionando momentos maravilhosos com sua dedicação, carinho e amor. Também agradeço aos meus amigos (as) Veridiana, Tatiana, Deimison, à Raquel Salla, Valéria Nunes, ao Prof. Dr. Douglas Alem (UFSCAR), ao Prof. Fernando Freitas, à Giovana Felício, Elcio Marinho e ao Prof. Dr. Salvador Carpi Junior, o qual me acolheu na UNICAMP de modo tão grandioso; e ao André Braga, velho amigo e que me ajudou com as correções. Estendo os agradecimentos aos companheiros do grupo de estudos, em especial ao Renê Lepiani Dias pela ajuda nos campos e discussões sobre a área de estudos e adjacências. Também ao Sírius e à Liliane pelos diálogos na pós-graduação. Agradeço a Mariana Nóbrega, Anniele Freitas e Rafaela Delcol (amigas da sala 12) pela companhia e apoio nos momentos de maior estresse. Em especial, cito o Prof. Dr. Emerson Martins Arruda, o qual possuo grande admiração e respeito; agradeço pela nossa profícua amizade e aos incentivos desde a graduação. Assim como, aos Prof. Dr. Raul Reis Amorim e Profa. Dra. Regina Célia de Oliveira pelas contribuições nas bancas de defesa e qualificação, respectivamente. Por fim, agradeço a minha família que sempre esteve presente nos momentos mais estressantes e ao meu cachorro, um grande companheiro e amigo incondicional. Especialmente agradeço ao meu pai, que me deixou uma grande lição de vida.

DINÂMICA GEOMORFOLÓGICA E GEOCRONOLOGIA DAS COBERTURAS SUPERFICIAIS DO RIBEIRÃO ARAQUÁ, MUNICÍPIOS DE SÃO PEDRO E CHARQUEADA-SP

RESUMO

O presente trabalho está vinculado às pesquisas desenvolvidas no Ribeirão Araquá, região centro-oeste da Depressão Periférica Paulista, durante a elaboração de uma dissertação de mestrado. O objetivo principal do trabalho foi entender o desenvolvimento da paisagem da referida bacia a partir da análise das coberturas superficiais quaternárias que recobrem antigas superfícies de aplainamento. Em relação à metodologia, esse trabalho buscou a integração de abordagens morfométricas, datações por Luminescência Opticamente Estimulada e análises físicas e morfológicas das coberturas superficiais da área de estudos. Os resultados obtidos apontaram para a predominância de processos neotectônicos durante o Pleistoceno Superior e de eventos climáticos durante todo o Quaternário, esses últimos responsáveis pela alternância de condições ambientais úmidas a semiúmidas e, concomitantemente, pela elaboração de coberturas superficiais holocênicas que recobrem Superfícies de Aplainamentos e baixos terraços especializados pela área de estudos, indicando dentre outros aspectos, a possibilidade de períodos de aplainamentos recentes.

Palavras-Chaves: Coberturas Superficiais; LOE; Flutuações Climáticas; Holoceno.

GEOMORPHOLOGICAL DYNAMIC AND GEOCHRONOLOGY OF SUPERFICIAL DEPOSITS OF ARAQUÁ RIVER IN CITIES OF SÃO PEDRO AND CHARQUEADA, SÃO PAULO STATE

ABSTRACT

This work is linked to the research developed in Araquá River, Midwestern Depression Peripheral compartment (Depressão Periférica Paulista), during the preparation of a dissertation of Master Degree. The main objective of this research was to understand the development of the basin landscape from the analysis of Quaternary superficial coverage that covers old planning surfaces. Concerning the methodology, this study sought to integrate morphometric approaches, dating Optically Stimulated Luminescence and physical and morphological analysis of superficial coverage of the study area. The results pointed to the predominance of neotectonic processes during the Upper Pleistocene and climatic events throughout the Quaternary, the latter responsible for the alternation of wetter environmental conditions to less humid and, concomitantly, in preparing Holocene superficial coverage that cover planning surfaces and low terraces by the specialized field of study, indicating among other things, the possibility of periods of recent planning.

Keywords: Superficial Coverage; OSL, Climate Fluctuations; Holocene.

LISTA DE MAPAS

MAPA 1 - Localização da bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá ...... 19 MAPA 2 - Unidades geológicas da bacia do Ribeirão Araquá ...... 23 MAPA 3 - Características hipsométricas da bacia do Ribeirão Araquá ...... 31 MAPA 4 - Classes de solos presentes na bacia do Ribeirão Araquá ...... 35 MAPA 5 - Esboço topomorfológico da bacia do Ribeirão Araquá ...... 79 MAPA 6 – Lineamentos regionais ...... 81 MAPA 7 - Lineamentos da bacia do Ribeirão Araquá ...... 83 MAPA 8 - Densidade de lineamentos na bacia do Ribeirão Araquá ...... 85 MAPA 9 - Densidade de drenagem na bacia do Ribeirão Araquá ...... 87 MAPA 10 - Índice de Concentração de Rugosidade ...... 103

LISTA DE FOTOS

FOTO 1 – Fronts das Serras de São Pedro e Itaqueri...... 20 FOTO 2 – Perfil do primeiro alto terraço ...... 93 FOTO 3 - Perfil do segundo alto terraço ...... 95 FOTO 4 - Localização e perfil onde foram coletadas as amostras relacionadas à Superfície Urucaia...... 105 FOTO 5 - Localização e perfil onde foram coletadas as amostras relacionadas à Superfície Rio Claro ...... 108 FOTO 6 - Perfil onde foram coletadas amostras do primeiro baixo terraço ...... 112 FOTO 7 – Trecho e perfil do segundo baixo terraço onde foram coletadas amostras ...... 113 FOTO 8 – Trecho e perfil do terceiro baixo terraço onde foram coletadas amostras ...... 114 FOTO 9 – Corredeira no médio curso do Ribeirão Araquá...... 115 FOTO 10 – Perfil onde foram coletadas amostras de aluviões recentes ...... 116

LISTA DE FIGURAS

FIGURA 1 – Estratigrafia da Bacia Sedimentar do Paraná ...... 21 FIGURA 2 - Organograma da proposta metodológica ...... 61 FIGURA 3 – Exemplo de Perfil Longitudinal ...... 66 FIGURA 4 - Exemplo de aplicação do FABD ...... 68 FIGURA 5 - Exemplo da metodologia usada para calcular o FSTT ...... 68 FIGURA 6 - Triângulo para classificação textural das amostras ...... 73 FIGURA 7 – Gráfico de roseta dos lineamentos regionais ...... 82 FIGURA 8 - Roseta de orientações dos lineamentos e histograma de frequências...... 84 FIGURA 9 - Perfil Longitudinal do Ribeirão Araquá ...... 91 FIGURA 10 – Espacialização do FSTT no Ribeirão Araquá ...... 97 FIGURA 11 - Perfil Longitudinal do Ribeirão Água Branca ...... 100 FIGURA 12 – Feições erosivas na bacia do Ribeirão Araquá ...... 102 FIGURA 13 – Morfoscopia das coberturas superficiais da Superfície Urucaia ...... 107 FIGURA 14 – Morfoscopia das coberturas superficiais da Superfície Rio Claro ...... 110

LISTA DE QUADROS

QUADRO 1 - As principais Glaciações do Quaternário, segundo Salgado-Labouriau ...... 44 QUADRO 2 - Cronologia das mudanças ambientais nos trópicos úmidos durante o Quaternário Tardio ...... 45 QUADRO 3 - Valores da Relação Declividade-Extensão do Ribeirão Araquá ...... 89 QUADRO 4 - Dados de coleta referente a altos terraços do Ribeirão Araquá ...... 92 QUADRO 5 - Valores de Fator de Assimetria Topográfica Transversa ...... 96 QUADRO 6 - Valores da Relação Declividade-Extensão do Ribeirão Água Branca ...... 98 QUADRO 7 – Dados de coletas referentes às coberturas superficiais da Superfície Urucaia...... 106 QUADRO 8 – Dados de coletas referentes às coberturas superficiais da Superfície de Rio Claro ...... 109 QUADRO 9 - Dados de coleta referente a baixos terraços e aluviões recentes do Ribeirão Araquá ...... 111

SUMÁRIO

1. INTRODUÇÃO ...... 15 2. OBJETIVOS ...... 18 2.1. Objetivo Geral ...... 18 2.2. Objetivos específicos ...... 18 3. CARACTERIZAÇÃO FÍSICA DA ÁREA DE ESTUDOS ...... 19 3.1. Contexto litológico da área de estudos ...... 21 3.1.1. Formação Corumbataí ...... 22 3.1.2. Formação Pirambóia ...... 24 3.1.3. Formação Botucatu ...... 25 3.1.4. Formação Serra Geral ...... 26 3.1.5. Formação Itaqueri ...... 27 1.1.6. Sedimentos Cenozóicos ...... 28 3.1.7. Estruturas tectônicas ...... 29 3.2. Aspectos Geomorfológicos ...... 30 3.3. Aspectos Pedológicos ...... 34 3.4. Contexto Climático ...... 37 3.5. Aspectos da Cobertura Vegetal ...... 37 4. REFERENCIAL TEÓRICO ...... 38 4.1. Geocronologia do relevo ...... 38 4.2. Mudanças Climáticas durante o Quaternário ...... 42 4.3. Superfícies de Aplainamento ...... 49 4.4. Coberturas superficiais e depósitos correlativos ...... 55 5. MATERIAL E MÉTODO ...... 60 5.1. Análise da evolução do relevo...... 62 5.2. Elaboração e compilação de documentos cartográficos...... 63 5.2.1. Mapa Hipsométrico ...... 63 5.2.2. Mapa Geológico ...... 63 5.3. Análise Morfométrica...... 64 5.3.1. Relação Declividade X Extensão (RDE) e Perfil Longitudinal ...... 65 5.3.2. Fator de Assimetria de Bacia de Drenagem (FABD) ...... 67 5.3.3. Fator de Assimetria Topográfica Transversal (FSTT) ...... 68 5.3.4. Índice de Concentração de Rugosidade (ICR) ...... 69

5.3.5. Densidade de Drenagem ...... 70 5.3.6. Análise de Lineamentos ...... 71 5.4. Análise sedimentológica ...... 72 5.4.1. Análise Granulométrica ...... 72 5.4.2. Análise Morfoscópica ...... 74 5.5. Datação das coberturas superficiais por Luminescência Opticamente Estimulada (LOE) ...... 74 7. RESULTADOS E DISCUSSÕES ...... 78 7.1. Níveis de aplainamento na bacia do Ribeirão Araquá ...... 78 7.2. Evidências de processos neotectônicos na bacia do Ribeirão Araquá ...... 80 7.2. Oscilações Climáticas e Superfícies Quaternárias na bacia do Ribeirão Araquá. .. 104 8. CONSIDERAÇÕES FINAIS ...... 118 9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...... 119 APÊNDICE I ...... 133

1. Introdução

A paisagem pode ser estudada e compreendida a partir de diferentes enfoques, que se associam aos diversos campos do saber dentro das ciências da Terra. No âmbito da ciência geográfica a percepção da paisagem é inerente ao escopo dessa ciência, que apesar das diferentes conceituações e enfoques metodológicos constitui-se como objeto principal de estudo. Troll (1997) afirma que a paisagem pode ser distinguida a partir de um conceito fisionômico ou formal e um conceito funcional que se relaciona a ideia de Ecologia da Paisagem e, que de acordo com Metzeger (2001) está vinculada a observação das inter- relações da biota (incluindo o homem) com o seu ambiente formando um todo. Nesta pesquisa, a compreensão da paisagem está atrelada ao seu desenvolvimento durante o Quaternário sob a perspectiva dos processos geomorfológicos atuantes e pretéritos. Entende-se que a dinâmica desses processos resultou em formas de relevo complexas, além de um conjunto de depósitos sedimentares espacializados sobre superfícies geomórficas (terraços, planícies, vertentes e superfícies de aplainamento) constituindo-se, deste modo, em importante objeto de estudo para a ciência geomorfológica. As regiões tropicais úmidas possuem especificidades relacionadas à dinâmica climática que conduz a grande intensidade dos processos de intemperismo e, portanto, mascara feições e formas que poderiam subsidiar os estudos sobre a gênese e desenvolvimento do relevo, bem como da organização da drenagem na paisagem. Sendo assim, a análise da espacialização das coberturas superficiais em conjunto com abordagem por diferentes metodologias, torna-se elemento chave nos estudos geomorfológicos. Entende-se por coberturas superficiais o conjunto de sedimentos recentes proveniente da decomposição da rocha subjacente e/ou materiais remobilizados que recobrem paleosuperfícies e formas de relevo subatuais, como os baixos e altos terraços, aluviões recentes e superfícies de aplainamentos. Em alguns casos, além de materiais inconsolidados com baixo grau de cimentação, podendo em alguns casos, apresentar estruturas pedológicas indicando o desenvolvimento de horizonte “B”. A hipótese aventada nesse trabalho parte da premissa de que as oscilações climáticas ocorridas no Quaternário podem ter sido as responsáveis pela elaboração das principais superfícies de aplainamento no contexto da Bacia Sedimentar do Paraná, ou seja, durante os períodos secos o relevo evoluía “horizontalmente” através do recuo das vertentes; enquanto que em condições mais úmidas ocorria o entalhamento de vales e abandono das antigas planícies de inundação, por meio da evolução “vertical”, possibilitando o 16

desenvolvimento de terraços fluviais. Assim, compreende-se que a evolução geomorfológica está subordinada a eventos climáticos responsáveis pela elaboração de antigas superfícies e de depósitos correlativos especializados na paisagem atual. A região onde a bacia do Ribeirão Araquá se localiza tem sido objeto de estudos desde as décadas de 1930, onde foi identificada uma possível depressão tectônica em São Pedro (Oppenheim e Malamphy, 1936). Até a década de 1990 diversas pesquisas enfocando aspectos geológicos e geomorfológico foram realizadas na região, relacionando indiretamente o Ribeirão Araquá. O estudo mais recente referente a bacia do Ribeirão Araquá, foi desenvolvido por Carpi Junior (1996), onde o autor enfocou aspectos socioambientais na dinâmica da bacia. O trabalho citado proporcionou significativo acervo cartográfico, o qual subsidia parte das pesquisas desenvolvidas nessa dissertação. No Brasil estudos geológicos e geomorfológicos, sobretudo nas décadas de 60 e 70 do século passado, identificaram superfícies com diferentes idades que podem estar associadas a fases e/ou períodos de sucessões de condições climáticas menos úmidas. Essas superfícies são identificadas através do “aplainamento” das cotas altimétricas dos topos dos interflúvios e terraços fluviais, além de baixos terraços de idades correlatas vinculados aos principais rios e, que podem representar a elaboração de um nível topográfico mais recente do que descritos na bibliografia atual (Ab’Saber, 1960; 1969; Adams, 1975). Destaca-se, que apesar de muitos trabalhos terem sido realizados na área, o reconhecimento de superfícies de aplainamento e os depósitos correlativos que recobrem as mesmas, ainda permanecem como importante aspecto geomorfológico a ser estudado, sobretudo, no que se refere às idades absolutas das coberturas superficiais, uma vez que diversas inferências quanto às cronologias foram realizadas a partir de sua posição topográfica. Sendo assim, é possível que as coberturas superficiais espacializadas na bacia do Ribeirão Araquá tenham intrínseca relação com as dinâmicas climáticas ocorridas no Quaternário Superior, uma vez que é conhecida a ocorrência de mudanças climáticas e oscilações climáticas com menor duração temporal, sobretudo, neste recorte temporal. No entanto, é importante ressaltar a análise dos possíveis controles estruturais decorrentes de uma tectônica ressurgente na evolução do relevo do Ribeirão Araquá, como foi realizado em outras áreas do território brasileiro. Neste âmbito, eventos neotectônicos identificados no estado de São Paulo podem atestar a importância desses processos na (re)organização dos rios das bacias do estado e, de certo modo, na gênese dos aplainamentos da região. Do mesmo modo, a sobreposição de 17

processos vinculados a diferentes escalas temporais e espaciais podem ter contribuído para o desenvolvimento geomorfológico regional e da área de estudos; enfatizando assim, a importância de se compreender as idades das coberturas superficiais presentes na bacia do Ribeirão Araquá. Salienta-se que estudos abordando a cronologia das coberturas superficiais quaternárias do estado de São Paulo, foram realizados de modo relativo, ou seja, as idades apresentadas pela literatura foram obtidas a partir da correspondência com as datações de C¹4 realizadas em fósseis vegetais e animais. Deste modo, no contexto da Depressão Periférica Paulista, poucos foram os trabalhos em que houve datações por métodos absolutos dos materiais inconsolidados que compõem os depósitos sedimentares (Dias e Perez Filho, 2015; Storani e Perez Filho, 2015) De modo geral, este trabalho busca integrar os resultados obtidos através da aplicação de índices morfométricos, análises físicas das coberturas superficiais e datações por Luminescência Opticamente Estimulada (LOE). Destaca-se que algumas das metodologias utilizadas tiveram como subsídios geotecnologias atuais, as quais relacionam-se à disponibilidade de bancos de dados georreferenciados, datações absolutas e produtos raster.

2. Objetivos

2.1. Objetivo Geral

Entender o desenvolvimento da paisagem na bacia do Ribeirão Araquá a partir da análise geocronológica das coberturas superficiais quaternárias que recobrem antigas superfícies de aplainamento. Portanto, o conhecimento das idades desses depósitos se constitui como um dos objetivos gerais desse trabalho, com a finalidade de entender a paisagem local.

2.2. Objetivos específicos

1. Identificar níveis de aplainamento e discutir sobre a evolução geomorfológica da área da bacia correlacionando-a com as superfícies de aplainamento do estado de São Paulo;

2. Realizar datações absolutas por LOE das coberturas superficiais localizadas na bacia do Ribeirão Araquá;

3. Compreender a organização da rede drenagem da bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá por meio da análise morfométricas.

3. Caracterização Física da área de estudos

A bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá está localizada no Centro-Oeste Paulista, no qual drena parte de dois municípios, São Pedro e Charqueada (Mapa 1). A área de estudos compreende um quadrante delimitado pelas coordenadas longitudinais 47º55’30’’W e 47º45’00’’W; e latitudinais 22º25’30’’S e 22º39’0’’S. Após drenar cerca de 279,20 Km² o Ribeirão Araquá deságua no Rio Piracicaba, constituindo-se como afluente da margem direita deste rio. A área de estudos insere-se no contato entre dois compartimentos geomorfológicos do estado de São Paulo, a Depressão Periférica Paulista e a Zona de Cuestas, ambos inseridos no contexto da Bacia Sedimentar do Paraná. Os municípios em questão têm como coordenadas aproximadamente 48º04’10’’/ 47º41’10’’ Oeste e 22º28’10’’/ 22º41’00’’ Sul.

Mapa 1: Localização da Bacia Hidrográfica do Ribeirão Araquá

Neste sentido, compreende-se que a evolução das unidades geomorfológicas abordadas e, consequentemente, da bacia hidrográfica em questão está vinculada aos processos responsáveis pelo desenvolvimento da Depressão Periférica, ou seja, associada aos 20

processos de circundenudação, que de acordo com Ab’Saber (1949), foram iniciados no Eoceno. O rio principal tem aproximadamente 38 km de extensão, cuja orientação, grosso modo, é de norte-sul. Suas nascentes estão localizadas na Serra de Itaqueri a norte, sendo que as nascentes dos afluentes da margem direita se inserem na escarpa leste da Serra de São Pedro (Foto 1A e 1B). Neste contexto, a rede de drenagem desta bacia é responsável pela dissecação de diferentes formas e feições geomorfológicas, além de estarem submetidas a diferentes resistências provenientes das características heterogênicas dos variados contextos litológicos.

Foto 1: A – Front da Serra de São Pedro; B – Front da Serra de Itaqueri

Fonte: Trabalho de campo (Junho de 2014) Nas fotografias acima é possível observar o front da Serra de São Pedro (Foto 1a), bem como o nível topográfico que representa a Superfície de Urucaia. No âmbito da segunda fotografia observa-se além da Serra de Itaqueri, mais recortada em relação a Serra de São Pedro, ao fundo; parte dos pedimentos dissecados presentes na bacia. 21

3.1. Contexto litológico da área de estudos

Na área de estudos são encontrados grupos litológicos de diferentes idades e que possuem características diferenciadas quanto à sua classificação e origem (sedimentar e cristalina). Deste modo, foram identificadas rochas pertencentes ao Paleozoico, Mesozoico e Cenozoico, correlacionadas aos basaltos da Formação Serra Geral e arenitos das Formações Piramboia, Corumbataí, Botucatu e Itaqueri. Cabe salientar, que a complexidade dos processos e ambientes responsáveis pela gênese dessas litologias, vincula-se a dinâmicas espaços-temporais inerentes à formação e constituição da Bacia Sedimentar do Paraná (Figura 1). Figura 1: Estratigrafia da Bacia Sedimentar do Paraná.

Fonte: Adaptado de Milani et al.,(2007) De acordo com Peixoto e Theodorovicz (2009), a bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá tem como substrato litológico as rochas das Formações Piramboia, Corumbataí e Botucatu, esta última associada a ambiente desértico ocorrido durante o Jurássico Superior. No âmbito das Formações Piramboia e Corumbataí, estas estão vinculadas ao final do Permiano, enquanto que as Formações Serra Geral e Itaqueri estão associadas ao Cretáceo. A Formação Serra geral corresponde aos basaltos responsáveis pela sustentação do relevo de 22

cuestas, enquanto que a Formação Itaqueri se encontra sobrejacente aos basaltos e está vinculada aos arenitos encontrados no topo da Serra de Itaqueri (Mapa 2)

3.1.1. Formação Corumbataí

Os litotipos da Formação Corumbataí são encontrados na média bacia, na margem esquerda do Ribeirão Araquá, aflorando nos setores em que o Córrego da Grama drena. Esse conjunto litológico também aparece na jusante da bacia estudada, nas proximidades da confluência com o rio Piracicaba. Os litotipos dessa formação estão sotopostos aos da Formação Piramboia. De acordo com Perinotto et al. (2008) esse conjunto litológico, juntamente com a Formação Irati, pertencem ao Grupo Passa Dois, no qual correspondem a Sequência Carbonífera-Eotriássica, esta inclui ainda os Grupos Itararé e Guatá. Os autores apontam que a unidade Corumbataí é composta por argilitos, folhelhos e siltitos geralmente arroxeados e avermelhados, intercalações de bancos carbonáticos, silexíticos e camadas de arenitos finos. Encontram-se ainda fósseis de bivalves, ostracodes, conchostráceos, peixes e restos vegetais. Salvador e Simone (2010) apontam que os principais fósseis da Formação Corumbataí são os bivalves das subclasses Anomalodesmata (que apresenta o maior número de espécies da Formação), Pteriomorpha, Heterodonta e Palaeoheterodonta. Os autores afirmam que os bivalves encontrados nessas rochas não podem ser apontados apenas como marinhos, uma vez que não foram encontrados fósseis de outras espécies marinhas. Ainda, segundo os autores, são encontrados fósseis de elasmobrânquios (espinhos de nadadeiras, escamas e “coprólitos espiralados”), crustáceos (ostrácodes) e alguns restos vegetais (incluindo palinomorfos).

Mapa 2: Unidades geológicas da bacia do Ribeirão Araquá

Possivelmente, a deposição desses litotipos foi realizada em ambientes continentais e lacustres de transição, uma vez que o Permiano Superior é marcado por um período de degelo responsável pelo desmantelamento das geleiras decorrentes da grande glaciação Gondwânica. Perinotto et al. (2008) apontam que a passagem Irati-Corumbataí delineia o adelgaçamento da lâmina de água do mar epicontinental, sugerindo um possível soerguimento desta porção da crosta que culminou no recuo do mar e no predomínio da sedimentação siliclástica em sistema deposicional marcado por processos eólicos. Salienta-se que o estágio final desse soerguimento seria o extravasamento do material magmático que compõe a Formação Serra Geral (133 Ma).

3.1.2. Formação Pirambóia

A Formação Pirambóia tem sido alvo de diversos estudos, tanto de cunho puramente acadêmico quanto aplicado, particularmente por constituir a mais espessa unidade litoestratigráfica do Aqüífero Guarani no Estado de São Paulo (CAETANO-CHANG e WU, 2003). Esse conjunto litológico que está vinculado aos processos desenvolvidos ao longo do Permo-Triássico, em torno de 250 Ma, correspondem a rochas sedimentares de origem flúvio- eólico, como apontado por Caetano-Chang e Wu (2006). Os autores afirmam que a descrição desses pacotes revela uma intricada interação entre os processos mencionados, de modo que os depósitos fluviais são retrabalhados pelo vento, intercalando frequentes depósitos eólicos, cujo registro revela um complexo processo de retrabalhamento. De acordo com Assine et al. (2004), a Formação Pirambóia aflora principalmente na porção nordeste da bacia do Paraná, nos estados de São Paulo e no Paraná, mas tem ampla área de ocorrência, sendo reconhecida em subsuperfície em grande parte da bacia em questão. Do mesmo modo, a sua espessura é muito variável, apresentando apenas alguns metros na faixa de afloramento do estado do Paraná até mais de 400 metros em subsuperfície nos estados de São Paulo e Mato Grosso do Sul. Caetano-Chang e Wu (2003) também identificaram paleocorrentes no sentido WNW e que estão associadas à presença de fácies de canais entrelaçados e que podem ser descritas como formadas por corpos geralmente métricos de arenitos finos a grossos, apresentando estratificações cruzadas-acanaladas. De acordo com Strugale et al. (2004), esse conjunto litológico é constituído por rochas quase exclusivamente arenosas, friáveis, num pacote de até 20 m de espessura que apresenta reduzida quantidade de afloramentos. Predominam arenitos muito-finos a finos, 25

siltosos, brancos, com seleção regular e estratificações cruzadas acanaladas de baixo ângulo e sigmoidas (sets entre 1 e 3 m), além de estratificações e laminações plano-paralelas. Petri e Fúlfaro (1983) caracterizaram os litotipos desta Formação como sendo arenitos esbranquiçados amarelos, avermelhados, síltico-argilosos, com granulação de média e muito fina, com grãos polidos, subangulares e subarredondados, mal selecionados. Na área de estudos, a Formação Pirambóia se encontra distribuída em grande parte da área drenada pela bacia do Ribeirão Araquá, representando-se como conjunto litológico de maior expressão espacial. Deste modo, a sua espacialização também está vinculada à Depressão Periférica Paulista e, portanto, corresponde ao principal litotipo presente na área de estudos. Cabe salientar que as bibliografias consultadas ora apresentam esse conjunto litológico como pertencente ao Grupo São Bento, ora como parte do Grupo Passa Dois. Não se busca revisar as classificações e nomenclaturas da referida litologia e, deste modo, optou-se pela definição proposta pela Petrobrás (2007); nele a Formação Piramboia em conjunto com o Grupo Itararé, Formação Aquidauana, Grupo Guatá, Grupo Passa Dois e Formação Sanga do Cabral compõem a Supersequência Gondwana I.

3.1.3. Formação Botucatu

Os arenitos da Formação Botucatu estão localizados no limite topográfico entre a Zona de Cuestas e a Depressão Periférica Paulista. De acordo com Assine et al. (2004), tanto no sul como no sudeste brasileiro, os arenitos do deserto Botucatu encontram-se expostos nas escarpas da borda do Planalto Ocidental, que é sustentado por rochas vulcânicas da Formação Serra Geral. Em relação à área estudada, tais arenitos podem ser identificados a norte, na Serra de Itaqueri, e na Serra de São Pedro a oeste, ambas situadas no Planalto Ocidental. Esse conjunto litológico corresponde a depósitos de origem eólica associado a um paleodeserto que existiu durante o Jurássico (aproximadamente 154 Ma). É constituído essencialmente por arenitos com estratificação cruzada, planar ou acanalada, de médio a grande porte (campos de dunas eólicas), com raras intercalações de arenitos com estratificação plano-paralela (interdunas secas). Assine et al. (2004) apontam que muitas contribuições a estratigrafia do Mesozóico da Bacia do Paraná foram apresentadas, mas no que se refere às Formações Pirambóia e Botucatu permanecem como temas não devidamente solucionado. Sendo assim, segundo os autores, datações realizadas em rochas da Formação Serra Geral, que sobrepõem 26

os arenitos, revelaram idades concentradas em 120/130 Ma e, sendo assim, possivelmente a Formação Botucatu teria idade Jurássica. Salienta-se que o referido conjunto litológico difere- se das litologias correspondentes a Formação Piramboia, sobretudo pelas condições ambientais nas quais foram depositadas, isto é, o paleodeserto Botucatu caracterizava-se por ser mais árido em relação ao paleodeserto Pirambóia.

3.1.4. Formação Serra Geral

Na bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá, além das litologias sedimentares outrora descritas, encontram-se ainda rochas ígneas correspondentes aos derramamentos basálticos ocorridos no interior da Bacia do Paraná. De acordo com Almeida e Carneiro (2004), o magmatismo alcalino e localmente efusivo manifestou-se em diversas regiões entre o Triássico e o Eocretáceo; de modo, que também é possível encontrar evidências desse evento nas principais bacias sedimentares localizadas no Brasil, em países vizinhos, assim como em regiões distantes como a Namíbia no sudoeste da África. O derramamento mencionado foi responsável por uma verdadeira inundação de lavas predominantemente basálticas, onde coexistiram curtos períodos de quiescência. Marques e Ernesto (2004), afirmam que essa intensa atividade ígnea ocorreu no Cretáceo inferior, principalmente na forma de derrames de lava de composição básica, e foi responsável pelo recobrimento de uma área de cerca de 1.200.000Km², abrangendo, desse modo, a porção meridional do Brasil e também parte do Uruguai, Paraguai e Argentina. Segundo esses autores (op. cit), associado ao vulcanismo ocorreu um expressivo magmatismo de natureza intrusiva que afloram principalmente na parte nordeste da Bacia do Paraná e pelos enxames de diques do Arco de Ponta Grossa, da Serra do Mar e de Florianópolis. Mizusaki e Thomaz-Filho (2004) apontam para a ocorrência de três intensas fases de magmatismo, cujas idades permeiam o Permo-Triássico, Juro-Cretáceo, Neocretáceo e Terciário. Sendo assim, o magmatismo Permo-Triássico teve sua ocorrência mais restrita na região Amazônica; o magmatismo Juro-Cretáceo teve ocorrência mais generalizada no Brasil, tendo atingido o clímax no Cretáceo inferior em decorrência da fragmentação continental. Por fim, o evento ocorrido no Neocretáceo e Terciário inclui a maioria das manifestações magmáticas alcalinas do Brasil e, tendo como ocorrências mais novas, aquelas datadas do Mioceno. 27

Além desses eventos mais significativos, são encontrados registros de pulsos magmáticos durante o Eoceno evidenciado nas áreas do Alto Cabo Frio e do Arquipélago de Abrolhos, coincidindo com o desenvolvimento das bacias tafrogênicas costeiras do sudeste brasileiro. No âmbito da área de estudos, os basaltos da Formação Serra Geral são responsáveis pela sustentação do relevo de cuestas. Portanto, são encontrados na Serra de Itaqueri e na Serra de São Pedro, sobrepostos aos arenitos da Formação Botucatu e sotopostos à Formação Itaqueri (litologia sedimentar).

3.1.5. Formação Itaqueri

As áreas de ocorrências dessa formação correspondem aos topos da serra homônima e da Serra de São Pedro, ambas correlacionáveis com o “Planalto Basáltico” e, consequentemente, o rebordo festonado vinculado ao relevo de cuestas. De acordo com Riccomini (1997), a Formação Itaqueri encontra-se assentada sobre a superfície regular desenvolvida nos basaltos da Formação Serra Geral e localmente nos arenitos eólicos da Formação Botucatu, bem como nos arredores das serras supracitadas. Salienta-se que tal superfície é consequência dos processos erosivos pós-basálticos vinculados ao evento de aplainamento responsável pela gênese da Superfície Japi. Do mesmo modo, os processos erosivos que moldaram a referida superfície também foram responsáveis pela remoção das irregularidades causadas por manifestações tectônicas precedentes. Etchebehere et al. (2004), apontam que esse grupo litológico compõe as coberturas sedimentares pós-basaltos, no qual também abrangem a ampla sedimentação cretácica e a mais restrita sedimentação cenozoica. Neste sentido, os autores referem-se ao Itaqueri como sendo uma unidade polêmica, pois ora é incluída nas sequências correlacionadas a Bacia de Caiuá e Bacia de Bauru, ora é considerada como uma unidade à parte de idade cenozoica. De modo geral, a Formação Itaqueri está vinculada à cobertura sedimentar pós-basaltos nas Serras de Itaqueri e São Pedro e constitui-se por alternância de fácies arenosas, conglomeráticas e argilosas; o que possibilita interpretar sua gênese associada a fluxos aquosos de alta energia.

3.1.6. Sedimentos Cenozóicos

As coberturas mais recentes espacializadas pela bacia do Ribeirão Araquá possuem as mais variadas conceituações, que no contexto mais amplo, compreende material muito similar. Carpi Junior (1996) aponta que os depósitos sedimentares mais recentes existentes na área tem idade atribuída ao Quaternário, e correspondem à Formação Rio Claro. Penteado (1976) denominou de sedimentos modernos, o material que recobre alguns interflúvios na bacia do rio Corumbataí, atribuindo a sua gênese às soleiras tectonicamente ativas, as quais foram responsáveis por pequenos desníveis contrários ao sentido de escoamento da drenagem. Outras denominações também foram dadas por diversos autores para os sedimentos recentes encontrados na área e adjacências. Melo (1994), Bjornberg e Landim (1966), denominaram de Formação Rio Claro e sedimentos Pós-cretácicos por Bjornberg (1965). Na bacia do Ribeirão Araquá, Massoli (1980) apontou para a existência da Formação Santa Rita do Passa Quatro, correlata a Formação Rio Claro. Massoli (1980) aponta que os sedimentos da Formação Santa Rita do Passa Quatro constituem-se de depósitos arenosos com, no máximo 10 metros de espessura, capeando antiga superfície de erosão. Na base apresentam linhas de seixos ou cascalheiras, representadas por seixos de quartzo e por fragmentos de limonita. Melo (1994) aponta que a Formação Rio Claro é composta por diversos depósitos originados de diferentes partes do relevo, bem como se originou de uma grande diversidade de ambientes impressos em suas fácies. Na área de estudos, predominam-se depósitos areno- argilosos relativamente extensos e delgados sem estruturas sedimentares. De acordo com o autor, esse depósito está espacializado em diferentes cotas altimétricas vinculadas a diferentes níveis planálticos (I, B, Bd). Para o autor (op cit.) os depósitos da Formação Rio Claro/Santa Rita do Passa Quatro é constituído por materiais pedologicamente desenvolvidos, derivados de substrato predominantemente arenoso, representando o material superficial de alteração com evidência de transferências verticais e laterais. Ferreira e Caetano-Chang (2008), através de datações por termoluminescência das Formações Rio Claro e Piraçununga, apontaram para idades correlacionadas ao Pleistoceno As areias foram datadas pelo método de termoluminescência e apresentaram idade do Pleistoceno e próximo ao limite Pleistoceno-Holoceno. Ainda de acordo com os autores as formações estudadas caracterizam-se por fácies de areias finas a médias, localmente 29

apresentando estratificações plano-paralelas e cruzadas e delgadas intercalações de lamas e cascalhos. Em campo, notou-se que a ausência de recobrimento por esses sedimentos ocorre até as cotas de 480-500 metros aproximadamente, onde é possível observar apenas afloramento da Formação Pirambóia.

3.1.7. Estruturas tectônicas

Na bacia do Ribeirão Araquá encontram-se diversos indicativos de alinhamentos estruturais, que sobremaneira, estão impressos em litologias das diferentes formações. Riccomini (1997) reconheceu alinhamentos estruturais correspondentes ao do Rio Tietê, de direção NW; do Rio Moji-Guaçu, de direção NNW e o alinhamento São Carlos-Leme, de direção WNW. Sousa (2002) identificou duas orientações de lineamentos mais expressivas na região da bacia do Rio Corumbataí, situado nas adjacências da bacia estudada. De acordo com o autor, a primeira direção E-W estão marcadas em trechos do Corumbataí, assim como de alguns afluentes de bacias que drenam para o rio Piracicaba, sendo o caso, portanto, da área estudada. A segunda direção mais expressiva correlaciona-se a orientação N-S, evidentes na maioria dos afluentes da margem direita do Ribeirão Araquá, desde a sua nascente até a foz no Piracicaba. Penteado (1968) também afirmava a existência de importantes alinhamentos, tanto da drenagem como das formas de relevo. Sendo assim, a autora supracitada refere-se a falhamentos cujas orientações são de ENE-WSW, NNE-SSW, N-S e falhamentos secundários de orientação SW-NE e NNW-SSE, nos quais estudados posteriormente por Riccomini (1997) que os considerou como sendo pós-sedimentação das principais litologias da área, além de se relacionarem com movimentos transcorrentes. Santos e Ladeira (2006) identificaram evidências de ajustes tectônicos cenozoicos em perfis lateríticos localizados na Serra de Itaqueri. De acordo com os autores coexistem juntas de falhas de diferentes orientações, sendo elas: NE-SW, NW-SE, E-W e N-S. No entanto, salienta-se que Penteado (1968) já havia apontado para ajustes tectônicos responsáveis pelo soerguimento e Serra de Itaqueri em relação a Serra de São Pedro, além de outros aspectos como lineamentos e estruturas controlando a dinâmica tectônica da região. Em relação aos principais lineamentos, no âmbito regional, Riccomini (1997) aponta que os alinhamentos estruturais do rio Moji-Guaçu e do rio Tietê são responsáveis, em 30

partes, pelas formas de relevo conhecidas como domo de Pitanga, Artemis, Pau d’alho e Jiboia. Na bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá, Facincani (2000) reconheceu lineamentos vinculadas a falhas com quatro orientações distintas: N-S; E-W; NW-SE e NE- SW. Ainda de acordo com a autora, parte desses falhamentos associa-se a abatimentos de blocos para SW como consequência de movimentos tectônicos positivos.

3.2. Aspectos Geomorfológicos

O Ribeirão Araquá afluente do Rio Piracicaba insere-se na Zona do Médio Tietê, delimitação essa proposta Ab’Saber (1969) para a Depressão Periférica Paulista. De acordo com Penteado (1976), esse setor apresenta relevo diversificado, sendo a percée do Tietê o trecho mais característico. Segunda a autora, essa área corresponde ao entalhe em forma de funil onde o rio Tietê, juntamente com o seu afluente Piracicaba realizou no conjunto arenítico-basáltico do Grupo São Bento. Assim sendo, a área de estudo se encontra no contato entre a Depressão Periférica Paulista, e Zona das Cuestas (Ab’Saber, 1955; Almeida, 1964), portanto, a complexidade geomorfológica da área está associada à relação espaço-temporal que condiciona a evolução desses macros compartimentos. As altitudes mais elevadas da bacia estão localizadas na Serra de São Pedro e Serra de Itaqueri (>800 metros) (Mapa 3). De acordo com Penteado (1976), a primeira encontra-se em desnível topográfico quando relacionada a Serra de Itaqueri, possivelmente relacionada à controles tectônicos. De acordo com o Melo (1995) são identificados na bacia do Ribeirão Araquá e adjacências cinco níveis planálticos, delimitados através de cotas altimétricas e que possuem cronologias diferentes quanto a sua evolução. Sendo assim, o nível topograficamente mais elevado corresponde a Superfície de Cristas Médias (Martonne, 1943), denominada Nível Planáltico A e corresponde aos topos da Serra de Itaqueri e Serra de São Pedro. O Nível Planáltico I corresponde a uma superfície Intermediária (Penteado, 1976) e à Superfície dos Altos Interflúvios (Soares e Landim, 1976). Esse nível é reconhecido a partir da Serra de Santana e em toda a porção oeste-noroeste da área estudada. De acordo com IPT (1992) tem em média 720-800 metros de altitude e este flanqueando as elevações do Nível A e no Platô de Itirapina, dentro da província das Cuestas.

Mapa 3: Características Hipsométricas da Bacia Do Ribeirão Araquá

O Nível Planáltico B, segundo o autor (op cit.) corresponde à primeira superfície rebaixada e abarca toda a porção limítrofe entre as Cuestas e Depressão Periférica (610 a 750 metros). De acordo com Melo (1994), sobre os níveis B e Bd ocorrem depósitos atribuído à Formação Rio Claro e formações correlatas. O Nível Planáltico Bd é o primeiro subnivelamento entre o topo das colinas da área da Depressão Periférica. Inseridos nas cotas de 550-680 metros de altitude correspondem a Superfície do Médio Tietê de Almeida (1964), a Superfície de Rio Claro (Penteado, 1976) e a Superfície dos Médios Interflúvios de Soares e Landim (1976). Salienta-se que juntamente com o nível B, correlaciona-se à Superfície Neogênica de Martonne (1943) e Ab’Saber (1969). Finalmente, o Nível Planáltico R corresponde ao nivelamento dos topos baixos da cota de 590 metros e vinculados às calhas dos rios Piracicaba e Tietê. De acordo com Melo (1994) relaciona-se aos baixos terraços de Soares e Landim (1976), além dos baixos níveis de Penteado (1976), os quais caracterizam-se por patamares pedimentados, terraços de cascalheiras e várzeas. Barreto (1970) analisou morfologia da região do município de São Pedro, mais especificamente, os setores que correspondem ao Ribeirão Água Vermelha e trecho do Ribeirão Araquá, e agrupou as formas em três grandes conjuntos. O primeiro conjunto, denominado pela autora, Depressão Periférica, é caracterizado por interflúvios de vertentes convexas, esculpidas em arenito Botucatu, mas que pode tomar formas de interflúvios de topos planos, que se prolonga numa superfície contínua e de inclinação suave, desde a escarpa da cuestas até o rio Piracicaba. Em relação ao Ribeirão Araquá, a autora (op. cit) aponta para a existência de três níveis de terraços, logo após a confluência com o Córrego do Tucum, na margem direita da baixa bacia. Partindo do mais alto para o mais baixo tem-se: um terraço de 12 metros; um intermediário de 6 metros, onde ocorre uma linha de seixos e o mais baixo com apenas 4 metros acima do leito maior do rio. O segundo conjunto, foi denominado pela autora como Zona de Articulação entre a Depressão Periférica e Planalto Ocidental. Caracteriza-se pela linha de cuestas com formas muito retilíneas, com endentações mais ou menos regulares e orientadas nas direções NNE- WSW e NNW-SSE. E por fim, o Reverso das Cuestas, caracterizado por interflúvios de topos alongados e com vertentes suavemente convexas situados aproximadamente a 920 metros. O Ribeirão Araquá, caracteriza-se como um curso subsequente de direção aproximada N-S; seus afluentes da margem direita dissecam as vertentes orientais da Serra de 33

São Pedro, onde apresentam características obsequêntes (seu fluxo corresponde à direção oposto do mergulho da bacia). Esses rios descem a escarpa da referida serra de forma praticamente retilínea, fato esse que está associado tanto à alta declividade, quanto a controles estruturais impostos por lineamentos associadas a zonas de cisalhamentos com diferentes orientações e idades. As principais cabeceiras de drenagem localizam-se na Serra de Itaqueri, porção norte da bacia. Os rios que dissecam essa porção do relevo apresentam evidências de recentes reorganizações, uma vez que se verificam anomalias de drenagens associadas a desvios abruptos relacionados a possíveis capturas de drenagens e/ou movimentações de caráter transcorrente. De modo geral, o padrão de drenagem predominante na bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá pode ser classificado como sub-dendrítico, pois apresenta setores retilíneos associados a controles estruturais cenozoicos. Como verificado por Barreto (1970) e Melo (1995), na área de estudos o recobrimento por material sedimentar ocorre acima das cotas de 480 metros, fato esse verificado em campo onde apenas é possível identificar afloramentos de arenitos da Formação Pirambóia no município de Águas de São Pedro. Salienta-se que nas cotas de 450-500 metros de altitude corresponde a superfície mais rebaixada da bacia do Ribeirão Araquá e que possivelmente se associa a superfície de elaboração mais recente. Corresponde altimétricamente, ao Nível Planáltico R (Melo, 1995). Foram identificados pedimentos localizados a 550-650 metros de altitude e atualmente encontra-se parcialmente dissecado, sobretudo aqueles localizados nas cotas de 550-570 metros de altitude. Esse fato também foi evidenciado nas declividades que variam de 17 a 30 % em alguns setores. Oliveira (1992) aponta que o conjunto de glacis identificados na região de São Pedro pode ser dividido em três setores: o menos dissecado, a transição para o mais dissecado e o setor dissecado. Queiroz Neto e Journaux (1978 apud Oliveira, 1997) correlacionaram os glacis dessa região como elaborados por processos de pedimentação relacionada à primeira grande fase seca do Quaternário (Plio-Pleistoceno). Declividades acentuadas são identificadas por toda a margem direita da bacia e correspondem a feições erosivas lineares típicas de voçorocas, a exemplo das cabeceiras do Córrego do Tucum e outros afluentes. Em decorrência dessa dinâmica erosiva, é possível identificar na baixa bacia extensos bancos de areias espacializados por toda a calha do 34

Ribeirão Araquá onde as planícies de inundação são expressivas, principalmente na confluência com o rio Piracicaba. No entanto, salienta-se que as maiores declividades são encontradas nas escarpas das serras de São Pedro, localizada a oeste e Serra de Itaqueri, a norte; ambas correspondentes à Zona de Cuestas. Deste modo, o mapa de declividades apontou para valores superiores a 24% (24 a 30%). Pontualmente, é possível também observar valores similares nas áreas correspondentes aos pedimentos e que se associam à presença de feições erosivas lineares, como foi abordado acima. Na margem esquerda do Ribeirão Araquá, sobretudo na média bacia, não foram identificados valores expressivos da declividade, ou seja, predominam valores que variam de 0 a 12%. Sendo assim, a baixa declividade nesse setor é um importante indicativo de superfícies aplainadas correspondentes a Superfície Urucaia e Superfície Rio Claro, uma vez que tanto as cotas altimétricas quanto a declividade corroboram com tal hipótese. Em síntese, pode se afirmar que as maiores declividades estão localizadas na alta bacia e associam-se às escarpas das serras de São Pedro e Itaqueri, bem como refletem controles estruturais impostos por falhamentos de diferentes orientações, como é verificado na baixa bacia. Por outro lado, os setores que apresentam menores valores, possivelmente estão vinculados à Superfícies de Aplainamentos Neogênicas, uma vez que correspondem com as altimetrias verificadas no mapa anterior.

3.3. Aspectos Pedológicos

A bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá possui áreas ocupadas por ampla variedade de classes de solos, com destaque aos latossolos e solos podzólicos, atuais Argissolos, e Neossolos Quartazarênicos, estas com elevada susceptibilidade à erosão (Mapa 4). Para Peixoto e Theodorovicz (2009), Carpi Junior (1996) e Oliveira e Prado (1989) os Latossolos vermelho-amarelo estão localizados principalmente no topo e reverso da Serra de Itaqueri, além dos arredores do sítio urbano de Charqueada. Segundo Ker (1997), os Latossolos possuem o horizonte B latossólico, sendo ele no mínimo de 50 centímetros, e são considerados poligenéticos, ou seja, experimentaram diferentes situações climáticas ao longo de sua formação. 35

Mapa 4: Classes de solos presentes na bacia do Ribeirão Araquá 36

Na bacia do Araquá, a textura argilosa nessa classe de solos aparece nos terrenos situados no reverso da Serra de Itaqueri, enquanto que nas demais áreas encontram-se aqueles de textura média. (CARPI JUNIOR, 1996) Oliveira et al. (1992), apontam para a existência de Neossolos Litólicos, que aparecem nas áreas escarpadas do front da cuesta, com substrato basáltico ou arenítico, e em porções da média Bacia do Araquá, associados ao substrato compostos pelas litologias das formações Botucatu, Pirambóia ou Corumbataí. São solos rasos, com profundidades inferiores a 50 centímetros até o substrato rochoso, pouco evoluído, com dificuldade de penetração de raízes por parte das plantas, sendo mais indicados para reservas naturais, reflorestamentos e pastagens (CARPI JUNIOR, 1996). Nos setores correspondentes ao compartimento geomorfológico da Depressão Periférica e na área de transição entre os glacis e zona dissecada é possível encontrar Argissolos vermelho-amarelo (Oliveira e Prado, 1989). Os Argissolos são solos constituídos por material mineral, que têm como características diferenciais a presença de horizonte B textural de argila de atividade baixa, ou alta conjugada com saturação por bases baixa ou caráter alético. Oliveira (1992) identificou na transição Glacis-Zona Dissecada diminuição da espessura dos Neossolos Quartzarênicos e ocorrência da substituição progressiva pelo Argissolo vermelho-amarelo, marcada pela presença de horizonte subsuperficial arenoso e espesso com bandas onduladas intercaladas com lentes arenosas eluviadas. Para a autora, as bandas onduladas são responsáveis pela transformação pedogenética entre os dois tipos de solos citados. Na média-baixa bacia também ocorrem Neossolos Quartzarênicos, capeando os topos dos interflúvios com inclinação para o curso principal. Oliveira (1997) aponta que nos setores onde coexistem os glacis preservados predominam este tipo de solo, os quais estão desenvolvidos sobre as litologias da Formação Piramboia, sendo sua fração de argila é igual ou superior a 70%. De acordo com Carpi Junior (1996), os Neossolos Quartzarênicos compreendem solos profundos, essencialmente quartzosos, com textura areia ou areia franca ao longo de pelo menos 2 metros de profundidade. Apresentam pouca capacidade de armazenamento de água e pobreza em nutrientes para as plantas, o que as tornam mais indicadas ao reflorestamento, com restrições ao uso agrícola. Por fim cabe mencionar que nas áreas de várzea e planícies aluviais, sobretudo às margens do Ribeirão Araquá, ocorrem Gleissolos e Neossolos Flúvicos Hiromórficos (CARPI JUNIOR, 1996). 37

3.4. Contexto Climático

Nos municípios nos quais a área estudada se insere encontra-se o clima tropical com alternância entre períodos secos e úmidos com uma média de precipitação de 2200 mm/ano. A temperatura, de acordo com Centro de Pesquisas Meteorológicas e Climáticas Aplicadas a Agricultura (CEPAGRI) tem uma em média anual de 30 ºC. De acordo com dados do Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística, a área de estudos insere na zona Tropical Brasil Central com temperatura média entre 15º a 18º em pelo menos um mês e 3 meses secos. Na baixa bacia, próximo da confluência com o Rio Piracicaba, as características climáticas relacionadas à umidade mudam, passando então 1 a 2 meses secos. Essa mudança no regime hidrológico deve estar vinculada a proximidade com o Rio Piracicaba, que possui significativa vazão e, portanto, dimensões espaciais relativamente grandes. Monteiro (1973) propõe um clima regional caracterizado por Clima Tropical Alternadamente seco e úmido.

3.5. Aspectos da Cobertura Vegetal

No âmbito das coberturas vegetais, verifica-se que na área estão presentes fitofisionomias relacionadas tanto ao Cerrado quanto a Mata Atlântica. Sendo assim, de acordo com o mapeamento realizado pelo Instituto Florestal do Estado de São Paulo na escala 1:200.000, nos municípios de São Pedro e Charqueada são encontrados remanescentes de vegetação da Mata Atlântica, sobretudo, nas áreas de fundos de vales e de encosta, como na escarpa da Serra de São Pedro e da Serra de Itaqueri. Por outro lado, em trabalhos de campo realizados na área foi possível identificar composições florísticas relacionadas ao Cerrado, as quais são caracterizadas por fitofisionomias arbóreas e arbustivas. De acordo com a CPLA (2013), nos municípios correspondentes à bacia do Ribeirão Araquá são identificadas coberturas arbustivas herbáceas e arbóreas, as quais provavelmente correspondem ao cerrado do tipo Campo Limpo e Campo Sujo, como apontado por Tannus e Assis (2004). Deste modo, é possível afirmar que na área de estudos são encontradas fitofisionomias características de dois contextos ecológicos distintos, a Mata Atlântica e o Cerrado Paulista e, portanto, apresenta importante complexidade nas interrelações entre os sistemas ambientais.

4. Referencial teórico

Propõe-se nessa sessão apresentar as principais bibliografias que subsidiaram a elaboração desse trabalho; portanto, é oportuno afirmar que não é intenção tecer uma extensa revisão bibliográfica sobre os diversos temas que perfazem essa pesquisa, uma vez que diversos trabalhos já apontam nessa direção. No entanto, é importante mencionar que em algumas discussões buscou-se a atualização do conhecimento a partir de trabalhos publicados recentemente.

4.1. Geocronologia do relevo

A evolução das formas de relevo está associada a diversos mecanismos naturais interagindo entre si sob diferentes perspectivas no âmbito temporal e espacial. Neste sentido, a partir da correlação de diferentes processos vinculados à ação de agentes climáticos, tectônicos, litológicos e, em alguns casos, a ação antrópica, o modelado do relevo se efetiva a partir das especificidades de cada sistema. Outrossim, a compreensão das formas do relevo pode ser realizada a partir de diferentes abordagens, como a pedológica, climática, biogeográfica, geológica e geomorfológica, além de outras áreas vinculadas às ciências da Terra. Em áreas onde predominam características de ambientes tropicais úmidos, a complexidade inerente aos sistemas ambientais está relacionada às diferentes intensidades dos processos de intemperismos atuantes, evidenciada nas formas de relevo que na maioria dos casos refletem a sobreposição de condições climáticas pretéritas e atividade tectônica. Diversos estudos têm mostrado que durante a evolução do relevo, a variação na taxa de intemperismo, advindos das flutuações e mudanças climáticas, teve grande importância na evolução dos sistemas naturais e da paisagem como um todo e, consequentemente, na composição e dinâmica dos mosaicos paisagísticos de áreas tropicais úmidas, os quais podendo, inclusive, correlacionar-se ao contexto dos refúgios para diferentes espécies de fauna e flora, como abordaram alguns autores (VANZOLINI, 1973, 1992; AB’SABER, 1992; VIADANA E CAVALCANTI, 2007; CORREA, 2001). Turkington et al. (2005) aponta que o intemperismo é sem dúvida o fenômeno mais importante e fundamental na evolução da paisagem e no desenvolvimento topográfico. De modo que a desagregação do material geológico por processos físicos, químicos e biológicos é um precursor necessário para a maioria das formas de erosão, transporte de 39

sedimentos e desnudação do relevo. Neste âmbito, destaca-se que em ambientes tropicais úmidos, em muitos casos verifica-se a predominância de processos pedogenéticos em detrimento da morfoescultura. A dinâmica geomorfológica também está correlacionada aos inputs energéticos provenientes dos ajustes tectônicos, como o caso das áreas inseridas próximas aos limites entre Placas Tectônicas, mas que também são responsáveis pela reativação de antigas falhas em regiões intraplaca. Esses ajustes (neo) tectônicos podem, em muitos casos, ser responsáveis pela alteração na dinâmica do sistema fluvial, sendo evidentes no escalonamento de terraços, descontinuidades estratigráficas, composição granulométrica e espacialização de coberturas superficiais, como observado por Arruda (2008). No contexto do território brasileiro, eventos neotectônicos foram avaliados em diversos trabalhos (Ricommini, 1989; Salvador e Ricommini, 1995; Valadão, 1998; Gontijo, 1999; Hiruma, 1999; Mendes et. al., 2007; Marques Neto e Perez Filho, 2013). Saadi (1993) aponta que o termo “neotectônica” foi introduzido em 1948 pelo geólogo soviético V.A Obruchev, para referir-se aos movimentos da crosta ocorridos entre o final do Terciário e início do Quaternário e que tiveram um papel importante na formação da topografia atual. No presente trabalho, é considerado como neotectônicos aqueles eventos ocorridos a partir do Neógeno, como aponta Hasui (1990). No entanto, é importante mencionar que ação da tectônica durante o Cenozoico já havia sido exposta indiretamente em trabalhos da década de 1950 com o professor Ab’Saber e na década de 1960 com Fernando F. M. Almeida. Destaca-se que importantes evidências de manifestações neotectônicas são encontradas na espacialização do sistema fluvial e, portanto, salienta-se que os arranjos dos rios que compõe a rede de drenagem estão organizados principalmente segundo as características litológicas e estruturais da área, de modo que a presença de anomalias de drenagem corresponde a importantes evidências de recentes reorganizações do sistema. De acordo com Howard (1967), as anomalias de drenagem ao longo de uma bacia hidrográfica podem ser representadas por trechos em que haja a retilinidade de canais fluviais, ocorrência localizada e abrupta de curvas meândricas, trechos de meandros comprimidos, estreitamento e alargamento de fundo de vales com preenchimentos aluviais, represamentos com desenvolvimento de trechos embrejados, curvas e voltas abruptas na drenagem. Bishop (1995) define três formas de rearranjo da rede de drenagem: captura, desvio e decaptação. Para este autor todas essas formas são úteis para distinguir entre um rearranjo da bacia hidrográfica e rearranjo de determinada linha de drenagem. A diferença entre ambos, é que enquanto um envolve a uma invasão progressiva de um sistema em outro 40

adjacente, resultando na transferência de uma área drenada para outro sistema, o outro envolve a transferência tanto de áreas inteiras como de canais, com a preservação de parte do canal original da antiga área drenada. O autor supracitado afirma que as formas de rearranjo da drenagem podem ter impactos nos estudos sedimentológicos, uma vez que a pirataria e o desvio seriam explicados pela associação com mudanças abruptas nas características dos sedimentos, taxas de fornecimento e, também, textura e composição dos mesmos. E deste modo, auxilia na interpretação da evolução do relevo e da paisagem, colaborando para os estudos geomorfológicos. Deste modo, a reorganização da dinâmica fluvial de uma bacia hidrográfica originará materiais sedimentares que irão compor depósitos correlativos de diferentes características. Bigarella et. al. (2009) aponta que os depósitos correlativos se constituem como sequências sedimentares resultantes dos processos de agradação ocorrendo simultaneamente como fenômenos de degradação na área fonte. Sendo assim, entende-se que estes depósitos fornecem importantes informações sobre a sucessão de eventos, portanto, expressam características distintas a depender da intensidade e duração dos processos que foram responsáveis pela sua gênese. Portanto, compreende-se que o estudo geocronológico da paisagem deve abarcar a análise de diferentes agentes naturais, uma vez que a conformação do relevo se dá mediante a ação conjunta de variáveis climáticas e tectônicas. Nesse âmbito, cabe mencionar o trabalho de Mello et al. (1999), no qual observaram que os processos de sedimentação no sistema de lagos do médio vale do Rio Doce, tem a ação conjunta da tectônica e do clima. Sendo assim, é correto afirmar que os processos envolvidos na dinâmica do relevo estão associados ao aporte litológico, dinâmica tectônica e aspectos climáticos, tanto atuais quanto pretéritos, sendo este último responsável pela elaboração de paleosuperfícies, que hoje se encontram na paisagem recobertas por sedimentos quaternários. Neste contexto, destaca-se que a partir do século XIX o avanço tecnológico proporcionou o surgimento de diversos métodos de datação absoluta. Sallun et al. (2007) afirma que embora a datação absoluta forneça resultado quantitativo aparentemente simples o pesquisador deve, antes de iniciar qualquer interpretação, procurar analisar de forma criteriosa o significado da idade indicada pelo material utilizado. Os autores também afirmam que atualmente existem mais de 40 métodos aplicáveis na datação de diversos tipos de materiais associados a eventos do Quaternário e dentre eles tem-se os baseados em danos causados por radiação em materiais geológicos. 41

Além das datações por Luminescência Opticamente Estimulada, utilizada nesse trabalho, outras técnicas para datação têm sido recorrente nas geociências, sobretudo para estimar as taxas de evolução do relevo. Atualmente tem sido empregada a termocronologia de baixa temperatura por traços de fissão em minerais de apatita e zircão, que podem estimar idades superiores a 300 Ma (Hiruma et. al., 2010; Doranti et al, 2014); concentração de nuclídeos cosmogênicos de 10Be, cuja meia vida é de 1,5 Ma (Salgado, 2007; Cherem et. al., 2012), datação de materiais orgânicos por 14C, além de idades obtidas através de outros isótopos radioativos. Cherem et al. (2012) apontam que as concentrações de nuclídeos cosmogênicos são amplamente aplicados em estudos que incidem sobre a compreensão da desnudação das escarpas em todo o mundo, medindo as taxas de denudação de sedimentos fluviais, perfis de solo e afloramentos rochosos. Ao longo do desenvolvimento da ciência geomorfológica foram propostas diversas hipóteses e abordagens para a compreensão da gênese e evolução do relevo, muitas vezes ainda pautada nas proposições de William Morris Davis e, consequentemente, relacionada à literatura anglófona (Bishop, 2007). No entanto, como apontado pelo autor, os estudos sob a perspectiva do ciclo geográfico, manteve-se em pelo menos meio século e, posteriormente, devido a novas proposições advindas, sobretudo de Strahler (1957), “uma nova abordagem e conceitos subjacentes, em última análise, levando a disciplina em escalas espaciais e temporais muito reduzidas”, marginalizou os estudos relacionados à evolução em longo prazo do relevo e, que vieram a ser novamente explorados com o surgimento da Teoria das Placas Tectônicas. Abreu (2003) aponta que o sucesso da postura davisiana foi grande e rápida nos países de línguas inglesa e francesa; e a sua permanência no tempo pode inclusive ser avaliada em trabalhos da década de 1950. Neste âmbito, é importante mencionar que no Brasil, os estudos sobre a evolução do relevo tiveram como portfólio o reconhecimento de níveis topográficos associados a fases de aplainamento, em épocas que perfaziam condições ambientais menos úmidas do que as atuais, conceituado por alguns autores como Superfícies de Erosão ou Superfícies de Aplainamento (NOVAES PINTO, 1988). Por fim, a utilização de quantificações para o estudo de sistemas fluviais, sobretudo a partir da década de 1950, e a ampla aceitação das proposições neopositivistas, conduziram as pesquisas em geomorfologia para a mensuração das formas e arranjos espaciais vinculados à rede de drenagem. Deste modo, tem-se uma nova perspectiva para os estudos relacionados à evolução do relevo, sobretudo, em relação às escalas de análise, a qual 42

se relaciona a análises morfométricas. Neste sentido, a análise morfométrica constitui-se em um conjunto de procedimentos quantitativos (índices) com a finalidade de mensurar formas de relevo e aspectos da rede de drenagem e, consequentemente, determinar parâmetros para correlação espacial entre diferentes variáveis quantitativas e qualitativas. Esse conjunto de técnicas foi bastante difundido a partir do final do século passado, como resposta ao Positivismo Lógico do Círculo de Viena, sobretudo, através das escolas anglófilas e estudos de Horton (1945); Strahler (1957) e Schumm (1977). No Brasil, estudos iniciados por Christofoletti (1969) e Perez Filho (1978) conduziram ao desenvolvimento de pesquisas sob essa abordagem, as quais tem se ampliado como ferramentas para a investigação da evolução da paisagem, sobretudo, em decorrência da disponibilidade de Modelos Digitais de Superfícies (MDSs) de alta resolução e ambiente SIG que facilitaram os cálculos deste tipo de informação (TROIANI et al. 2008). A partir das considerações acima é possível afirmar que atualmente coexistem diversos meios para o estudo da gênese e evolução do relevo, de modo que o contínuo avanço tecnológico tem impactado significativamente de forma positiva na ciência e nas suas diferentes abordagens no escopo da Geocronologia. No caso da Geomorfologia, esta tem se beneficiado constantemente com o desenvolvimento de metodologias para obtenção de idades absolutas, que apesar das limitações inerentes a tais técnicas, essas fornecem grande subsídio para a interpretação do relevo, sobretudo, durante o Quaternário.

4.2. Mudanças Climáticas durante o Quaternário

O reconhecimento de mudanças climáticas na evolução das diferentes paisagens do globo é feito por diversos autores das mais variadas áreas vinculadas a geociências; de modo, que é de senso comum entre esses pesquisadores a existência de sucessões de climas ao longo da história geológica da Terra. A importância dessa temática é verificada, sobretudo, em relação a aspectos socioeconômicos, discussões que tem sido constantemente levantada através das diferentes mídias e reuniões realizadas por organizações internacionais que ocorrem desde o século passado, sobretudo, a partir das atividades do IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Changes) (Slaymaker et al. 2009). Entretanto, em âmbito científico a identificação de padrões acerca das oscilações existentes nas características ambientais apresenta importância que extrapolam o viés econômico e catastrófico apresentados pela sociedade em geral, uma vez que o entendimento 43

da distribuição espacial das paisagens possibilita entender a evolução da mesma e, assim, elaborar modelos que subsidiem a interpretação do comportamento futuro dos sistemas naturais contribuindo para a compreensão da complexidade de processos envolvidos na dinâmica natural em determinado recorte espaço-temporal. Suguio (2000) aponta que as mudanças paleoclimáticas não constituem um fato novo para a Terra, pois, segundo o autor, extensas e espessas geleiras recobriam grandes áreas continentais desde o Pré-Cambriano. E, portanto, possibilita questionamentos da real importância da ação antrópica no desencadeamento das mudanças globais Quaternárias. No Quaternário, as evidências de alternâncias entre ambientes com características secas e úmidas são correlacionadas a períodos glaciais e interglaciais. Para Salgado-Labouriau (1994), durante o Quaternário houve grandes pulsações climáticas, com longos intervalos de tempo com temperaturas muito baixas (as glaciações), com duração aproximada de 100 mil anos, intercalados com tempos mais quentes de duração aproximada de 20 mil anos, como o atual. A autora aponta que as glaciações quaternárias representam a característica mais importante deste período e por isso têm chamado a atenção dos cientistas. Salgado-Labouriau (1994) aponta para cinco glaciações marcadas por evidências geomorfológicas, as quais conhecidas há muito tempo e nomeadas de acordo com a região onde foram descritas (Quadro 1). Sendo assim, a sequência mais conhecida é a dos Alpes e vale do rio Reno (Rhein), e a glaciação mais antiga, Danúbio (Donau), não foi encontrada em muitas regiões. A mais recente (Würm-Wisconsiana) começou há cerca de 100.000 anos e terminou à aproximadamente 12.000 anos atrás. Segundo Suguio (2000) são reconhecidos no mínimo seis estágios glaciais intercalados por interglaciais sobre os continentes desde cerca de 1,5 Ma até o presente. Ainda segundo o autor, é possível reconhecer quatro períodos de oscilações nas temperaturas globais de 15.000 anos A.P até os dias atuais. Deste modo, as afirmações apontadas pelo autor correspondem com os estudos efetuados por Ortiz-Jaureguizar e Cladera (2006), os quais possibilitam argumentar que as mudanças ocorridas durante o Quaternário tiveram larga amplitude e frequência, contrapondo as mudanças ocorridas durante o Terciário, onde as evidencias mostram que as mesmas apresentaram longos períodos e uniformidade nas condições ambientais.

Quadro 1: As principais Glaciações do Quaternário Norte da América do Posição no Alpes e Reno Ilhas Britânicas Europa Norte Pleistoceno Würm Newer drift Weichsel Wisconsin Superior Riss-Würm Ipswichian Eemian Sagamon Superior Riss Gripping Saale Illinoian Superior Mindel-Riss Hoxnian Holstein Yarmouth Médio Mindel Lowestoft Elster Kansan Médio Günz-Mindel Cromerian Cromerian Aftonian Médio Günz Nebraskan Inferior Donau-Günz Inferior Donau Inferior Fonte: Modificado de Salgado-Labouriau (1991)

As flutuações climáticas tiveram papel importante na dinâmica geomorfológica, sobretudo nos sistemas hidrológicos durante o Quaternário, e que estão registradas em diferentes áreas do globo, principalmente no âmbito das bacias hidrográficas. No entanto, as respostas às rápidas mudanças climáticas foram diferentes em cada área do globo, inclusive entre as regiões tropicais úmidas e sub-umidas. Thomas e Thorp (1995) apontam que as resposta ao Último Máximo Glacial foi diferenciada nas lowlands e uplands, de modo que as evidências do resfriamento variam de 30.000 a 40.000 anos respectivamente. Os autores apresentam uma tabela com a cronologia das mudanças ambientais nos trópicos úmidos durante o Quaternário Superior (Figura 2). De acordo com estes autores, nos trópicos úmidos provavelmente existiram 3 fases secas entre 5 a 3 mil A.P na Colômbia, enquanto uma fase de aridez parece ter ocorrido depois de 4,5 mil A.P. em áreas úmidas da África. Em relação ao Último Máximo Glacial (UMG), as mudanças da vegetação nos trópicos foram variadas, não apenas em áreas de florestas deciduais e tropicais úmidas, mas também entre as úmidas, equatoriais e sazonais como o clima de monções (Thomas e Thorp, 1995). Portanto, as respostas às várias flutuações climáticas foram diferentes em toda parte do globo, inclusive dentro da própria zona tropical. 45

Quadro 2: Cronologia das mudanças ambientais nos trópicos úmidos durante o Quaternário Tardio.

Idades (a.p) Eventos ambientais nos trópicos Possívelmente mais seco, acompanhado por deflorestação e ocupação humana, e continuando até o presente. Oeste 3100-2400 da África (Gana, pós 2400 Brazil) Aumento da umidade nos trópicos florestados com aumento da descarga, várias oscilações menores de umidade 3400-3100 seguidas 4200-3400 Fases secas no Holoceno Médio, provavelmente muito severas (Oeste da Africa, Brasil) 5500-4200 Umidade em declínio em algumas áreas dos trópicos úmidos (excursões secas na Amazônia, 5500; 4800) 700-5500 Aumento da umidade e modesto aumento no nível dos lagos. 7800-7000 Redução do nível dos lagos e descarga dos rios no Oeste da África, Brasil Segundo período úmido com elevação dos níveis dos lagos e descargas; restabelecimento da floresta entre 9000- 10,500-8000 8500 anos. 11,00-10,500 Aridez, intervalo frio em muitas áreas, nível baixo dos lagos. Aquecimento rápido com climas instáveis e prolongadas chuvas pesadas na África tropical, nível dos lagos muito alto. 12,500-11,000 (No mundo todo)

Tornando-se frio nas uplandse seco na maioria das lowland; por volta de 18.000 anos a linha de árvores retraiu 1000 13,000/12,000-22/20,000 m, chuvas possivelmente reduzidas em 50% -22/20,000 Resfriamento, provável transição de úmido para sub-húmido (Gana, Serra Leoa, Uganda, Brasil)

> 32,000 Evidência de resfriamento do clima das uplands, possivelmente tornando-se mais seco (Amazônia, Uganda)

Pós 40,000 (C14 + TL) 52,000 Registros de sedimentação disparsos sugere aquecimento rápido - datação insegura (Venezuela, Brasil, Kalimantan) 63,000 (?) Idades estimadas 63,000 Indicação de esfriamento, condições secas no norte de Queensland, Austrália 80,000 Fonte: Modificado de Thomas e Thorp (1995). 46

No Brasil, Augustin (2009) aponta que o conhecimento sobre mudanças climáticas durante o Último Máximo Glacial (aproximadamente 20.000 anos AP) aumentou consideravelmente nos últimos anos, sobretudo, com a intensificação de trabalhos que tem como objetivo reconstruir as variações climáticas ocorridas no Pleistoceno-Holoceno. A autora ainda afirma que também houve uma grande diversificação dos métodos de datação e elementos de análise empregados. Lichte (1991) identificou na região sudeste brasileira processos relacionados a ambientes áridos responsáveis pela evolução do relevo durante o Último Glacial. Através de datações por termoluminescência e ¹4C o autor concluiu que as stonelines identificadas nos “morros mamelonizados” são mais antigos do que 20.000 anos, correspondendo a existência de um clima árido sem a existência de vegetações; enquanto que a fina textura dos sedimentos no topo das stonelines são datados em cerca de 20.000 anos e correspondem a um período de semiaridez, onde predominavam processos eólicos e slope wash na deposição dos mesmos. Por volta de 19.700 anos houve a deposição de pólens e pequenos seixos denotando a existência de condições também semiáridas, porém mais úmida do que a que se sucederia. Neste âmbito, evidências de oscilações climáticas encontradas no território brasileiro em muito se assemelha ao contexto identificado por outros autores em todo continente sul-americano, sobremaneira na região das Cordilheiras dos Andes, na Argentina e no Chile (Coltrinari, 1991; Ortiz-Jaureguizar e Cladera, 2006). Coltrinari (1991) afirma que as mudanças paleoclimáticas no Hemisfério Sul e, portanto, na América do Sul, acompanharam as tendências das temperaturas globais. No entanto, as diferenças entre as histórias paleogeográficas dos referidos hemisférios parecem suficientes para questionar o uso dos modelos gerados no Hemisfério Norte na sistematização da sequência de mudanças globais quaternárias deste lado do Equador. As proposições da autora supracitada são de pujante significância quando se analisa os aspectos fisiográficos das paisagens mencionadas. Ab’Saber (1977) e Coltrinari (1991) apontam que durante o Pleistoceno, após o soerguimento dos Andes, alternaram-se quadros de distribuição de solos e floras, a períodos relativamente curtos de tempo geológico, baseados nas bruscas mudanças dos mosaicos climáticos. O autor salienta que no conjunto da América do Sul, por ocasião dos períodos glaciários e de correntes frias orientais estendidas, predominaram formações abertas de diferentes tipos sobre grandes massas florestais atualmente conhecidas. Sendo assim, no contexto brasileiro tem sido sugerido que durante o Máximo Glácial Tardio, as savanas 47

ocupavam as áreas hoje cobertas por florestas pluviais (Coltrinari, 1991; Scheel-Ybert et. al, 2003; Thomas e Thorp, 1995). É importante destacar que, no âmbito das terras emersas, o continente norte americano possui maior extensão territorial em relação ao sul e, deste modo, ocasionando diferenças térmicas entre o Atlântico norte e sul, as quais vinculadas a quantidade de radiação solar absorvida e irradiada. Além disso, outro aspecto importante é verificado no contexto geológico e geomorfológico dos dois continentes; enquanto na América do Sul verifica-se a existência de expressivas cadeias montanhosas, de idade Miocênica, na margem oeste da placa sulamericana (Cordilheira dos Andes); na América do Norte, as maiores altitudes estão relacionadas à Groenlândia (aproximadamente 6.000 metros acima do mar). Essa característica geológica-geomorfológica, influenciando nos padrões de circulação atmosférica, pode ter proporcionado condições climáticas distintas entre esses dois continentes do globo, durante as glaciações quaternárias. Os dados coletados na região andina, especificamente na Argentina, apontam para melhoria do clima no intervalo 14-12 mil anos (Coltrinari, 1991), no qual o gelo patagônico perdeu volume atingindo pelo menos seu tamanho atual, o que implica na desintegração catastrófica da calota de gelo da última glaciação (Clapperton, 1989 apud Coltrinari, 1991). No entanto, como aponta Ortiz-Jaureguizar e Cladera (2006) as mudanças climáticas ocorridas no continente sulamericano relaciona-se a interação ao longo do tempo de plantas e animais com forças geológicas. Sendo assim, é evidente que os eventos epirogenéticos ocorridos durante o Mioceno e se estendido até o Plioceno (Fase Quechua e Fase Diaguito), ambos associados ao desenvolvimento da Cordilheira dos Andes, contribuíram para mudanças nas condições ambientais. Diversos trabalhos apontaram para períodos de expansão e retração de geleiras, culminando na presença de morenas com idades que perpassam o limite Pleistoceno- Holoceno, ou seja, de acordo com Coltrinari (1991), são encontrados registros de avanços das geleiras ocorridos durante o intervalo neoglacial (5 mil anos atrás até o presente). Em relação ao Brasil, Angulo et al. (2014) aponta para transgressões e regressões marinhas durante o período de 5370 a 430 anos A.P e que influenciaram no desenvolvimentos de formas deltaicas no sudeste e no nordeste brasileiro (Dominguez et al. 1981), assim como no início da sedimentação da planície de inundação do rio Ribeira de Iguape, no sul do estado de São Paulo (SILVA, 2014) No Hemisfério Sul, Rabassa (1989) aponta o fogo e as flutuações do nível do mar como causas de mudanças na cobertura vegetal. O fogo poderia estar ligado à ação humana ou 48

as erupções vulcânicas datadas entre 10 e 2,24 mil anos. No Holoceno Inferior, geralmente considerado como um intervalo de clima mais ameno, Rabassa e Clapperton (1990) indicam terem ocorrido pelo menos dois avanços de geleiras entre 8,6 e 8,2 mil anos. Scheel-Ybert et al. (2003), dissertam que no norte do continente o clima foi mais frio e seco antes de 10.000 anos A.P; úmido , similar ao presente no intervalo de 10.000-8.000 anos A.P; frio e seco em 6.000-4.000 anos A.P e novamente similar ao presente, desde 4.000 A.P. Os autores ainda afirmam que afirmam que muitos estudos paleoambientais, principalmente baseados em análises palinológicas, tem mostrado que importantes oscilações climáticas afetaram o território brasileiro durante o Pleistoceno e Holoceno. Na região sudeste, o autor afirma que o carvão vegetal presente em parte das formações superficiais, sugere período seco e presença de gramíneas antes de 3.500 anos A.P e um acréscimo da umidade. Sendo assim, é possível que por volta de 3.500 a 5.000 anos A.P tenha existido uma fase seca, enquanto que há 11.000-10.000 e 5.500-4.500 A.P a vegetação de cerrado tenha se expandido. Entre 8.000 – 5.500 e depois 4.500 anos A.P, o clima foi quente e úmido, similar ao presente com estabelecimento de Floresta Semidecidual. Ainda em relação ao Holoceno, o autor (op cit.) aponta que o Holoceno Superior é caracterizado pelo aumento da umidade na região Amazônica e no Sul do Brasil, ambos depois de 3.000 anos A.P, enquanto o nordeste há um marcado declínio no nível da umidade depois do 4.000 anos A.P. Coltrinari (1991) afirma que no sudeste do Brasil os registros paleoambientais com datações absolutas estão localizados principalmente nas calhas fluviais, nos horizontes orgânicos intercalados em terraços e várzeas, e nos paleossolos preservados nas formações de vertentes. De acordo com a autora, as datações permitem supor que por volta de 9 a 8 mil anos A.P ocorreram regimes hidrológicos com estações marcadas por chuvas intensas e concentradas, geradoras de escoamento superficial competente para transportar os materiais de recobrimento das vertentes, à época com cobertura vegetal pouco densa. A floresta tropical úmida, portanto, teria se instalado depois de 8.000 anos. França et al. (2013) e Cohen et al. (2014), estudando terraços do Rio Doce no sudeste brasileiro identificou, por meio da análise de pólen, eventos de avanço e recuo do mar nos últimos 8000 anos A.P. Os dados obtidos corroboram com de outros estudos mencionados indicando que durante o Holoceno eventos generalizados ocorreram por todo o sudeste brasileiro. Em diversos locais, principalmente em São Paulo e Minas Gerais os terraços contem testemunhos de fases de deposição e erosão entre 7.000 a 300 anos A.P e depósitos de 49

turfa capeiam camadas aluviais datadas de 2.000-1.000 anos A.P. Importante observar que Dias e Perez Filho (2015) e Storani e Perez Filho (2015) identificaram níveis de baixos terraços recobertos por coberturas superficiais datadas do último milênio, indicando que reorganizações nas condições hidrológicas ocorreram e, possivelmente, estão associadas a mudanças nas características ambientais. Portanto, concordando com Suguio et. al. (1989), os eventos registrados são evidências de oscilações sincrônicas com tendências paleoambientais globais. Do mesmo modo, a coexistência de evidências de eventos relacionado a expansão das geleiras durante os últimos séculos, corroboram com a perspectiva do caráter global do intervalo de resfriamento da Pequena Idade do Gelo.

4.3. Superfícies de Aplainamento

A evolução geomorfológica da bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá, está relacionada aos processos erosivos responsáveis pelo desenvolvimento da Depressão Periférica, recuo do Planalto Ocidental por erosão diferencial e elaboração do relevo cuestas. Sendo assim é possível aventar que a evolução desta paisagem não ocorreu de modo linear, ou seja, as atuais formas de relevo encontradas na área estão vinculadas a sobreposição de diferentes processos relacionados às oscilações na intensidade dos (sub) sistemas responsáveis pelo controle do nível de base. Nesta perspectiva encontram-se na área Superfícies de Aplainamento que correspondem a diferentes níveis topográficos, testemunhos de ambientes pretéritos correlacionados a pouca umidade, quando comparado com a característica climática atual. Silva (2009) aponta que as superfícies de erosão se associam ao processo de desnudação em diferentes tipos de rochas e em uma variedade de estruturas geológicas, levando à geração de níveis altimétricos diferenciados. Ainda, segundo a autora, a elaboração de uma superfície está associada ao controle de níveis de base; Adams (1975) aponta que para a elaboração das Superfícies de Aplainamento é necessária uma condição de estabilidade tectônica por pelo menos 2 a 3 milhões de anos para serem formadas. De acordo com Novaes Pinto (1988), aplainamento significa ação ou efeito de aplainar os obstáculos do terreno. E, atualmente, o termo é empregado para descrever uma superfície desnuda, de topografia plana como produto final dos processos erosivos. A autora considera como sinônimo o conceito de Superfície de Erosão e, inclui ainda, outros termos como Peneplano, Etchiplano, Pedimento e Pediplano. 50

Pertinente à pesquisa desenvolvida, é dado uma maior ênfase aos conceitos de Pedimento e Pediplano, pois essa forma de relevo é encontrada na área de estudos, sendo distribuída também por toda a Depressão Periférica Paulista, sobretudo nas porções centro- ocidental do referido compartimento geomorfológico. Sendo assim, Novaes Pinto (1988) caracteriza os pedimentos como uma superfície plana ou suavemente côncava, sem dissecação por sulcos ou canais fluviais; atribui ao termo uma conotação genética. De acordo com a autora, os pedimentos ainda podem ser conceituados como um vasto plano suavemente inclinado, com declives que se situa entre 1º a 7º, cortando rochas de natureza tanto homogênea como heterogênea e, podendo ou não apresentar uma delgada cobertura detrítica lateíritica em trânsito. Na área de estudos, as áreas identificadas como pedimentos por Barreto (1970) são subdivididas em Pedimentos e Pedimentos Dissecados, diferindo, portanto, das proposições realizadas por Novaes Pinto em 1988. No entanto, os pedimentos da bacia do Ribeirão Araquá também se encontram recobertos por sedimentos recentes identificados por diversos trabalhos anteriores. Para Penteado (1970) se traçar os limites da distribuição geográfica dos pedimentos e glacis é possível verificar que se estendem de 10º a 45º de latitude nos dois hemisférios, sendo que nas zonas meridionais em direção aos trópicos ou às latitudes médias, a morfologia apresenta grande complexidade pela interação dos sistemas morfoclimáticos. Neste contexto, diversos autores têm caracterizado os pedimentos como sendo formas de relevo características de áreas secas, no caso do Brasil, diversos estudos na região nordeste apontou a existência dos mesmos. No âmbito das porções úmidas localizadas na Bacia Sedimentar do Paraná a existência dos pedimentos e a coalescência dos mesmos, formando então um Pediplano, está vinculada muito mais a questões paleoclimáticas. Isto é, foram elaborados em períodos em que prevaleciam condições ambientais menos úmidas do que as atuais; condições essas que se associam a elaboração das Superfícies Neogênicas (Penteado, 1976) encontradas na área de estudos. Novaes Pinto (1988) também aborda a relativa confusão existente entre os termos glacis e pedimento. Para a autora os “pedimentos” são modelados em rochas duras, enquanto os “glacis” são modelados em litologias tenras, no qual sugerem uma mudança de período interpluvial para um período pluvial em zona seca, com aumento da torrencialidade e da capacidade de transporte. Segundo Penteado (1970) essa distinção entre os dois termos era bastante comum para os geomorfólogo franceses, mas que existe certa complexidade no assunto o que não 51

permite conceituar de modos distintos ambos os termos. De qualquer modo, a autora caracteriza essa superfície como sendo um plano suavemente inclinado, cortando rochas de natureza diferente ou homogêneas, o qual pode ou não existir uma cobertura detrítica muito delgada. O declive cresce para montante em forma de concavidade ou em brusca ruptura (knick), passando em seguida a uma vertente vertical (cornija) ou de forte inclinação convexa. O estudo geomorfológico sob a abordagem das Superfícies de Aplainamento chama a atenção para as diferentes teorias que buscavam a compreensão da gênese e evolução, não apenas do relevo, mas também da paisagem como um todo. Neste contexto, Salgado (2007) aponta para algumas perspectivas que predominaram nos estudos da geomorfologia, são elas: Teoria do primärrumpf, teoria da pediplanação, teoria da etchplanação e teoria do aplainamento por mudanças climáticas. A teoria do primärrumpf, proposta por W. Penck em 1924 tem como escopo o contraponto das forças endógenas com as exógenas, de modo que existem períodos onde predominam as forças endógenas, responsáveis pela elevação do terreno; em contrapartida existem aqueles períodos que prevalecem as forças exógenas quando as elevações tendem a ser rebaixado e o modelado aplainado (SALGADO, 2007). Embora as características litológicas e o clima sejam importantes, ambos não interferem significativamente no processo de evolução dos modelados. Christofoletti (1980) explica que ao contrário do Ciclo Geográfico proposto por Davis (1899), Walter Penck acreditava que o caso mais comum era a lenta ascensão de uma massa terrestre, tão lentamente que quando relacionada à intensidade de denudação não produziria nenhuma elevação real da superfície, nem aumento do relevo, de modo que a degradação se efetuaria paralelamente ao soerguimento, resultando numa superfície primária. King (1953) propôs que a evolução do relevo acontece a partir da regressão paralela das vertentes, assim como proposto por Walter Penck em 1924. No entanto, para L. C. King o clima tem grande importância na dinâmica evolutiva do modelado terrestre, ao contrário das propostas até então aventadas. Outra novidade, dentro dessa abordagem é o fato de que o autor considerava que o aplainamento também ocorre em regiões submetidas não só a condições de relativa calmaria tectônica, mas também a condições climáticas com tendência a aridez. De acordo com Salgado (2007), o processo de retração lateral das vertentes tem por consequência do acúmulo de materiais detríticos na sua base, os pedimentos; que poderá a se tornar um pediplano caso haja a coalescência dos mesmos. Em relação a essa abordagem, Christofoletti (1980) sintetiza as ideias do autor explicando que, para King, quando há o soerguimento de uma parcela territorial, em escala 52

subcontinental, estabelecendo novos níveis de base em função dos quais a erosão pode trabalhar, inicia-se um novo ciclo de erosão que começa o trabalho de denudação, caminhando das áreas litorâneas para o interior. Interessante observar, que as abordagens mencionadas não consideram a dinâmica climática na conformação do relevo e da paisagem. Embora, L. C. King tenha se referido ao clima como uma variável importante, as oscilações e mudanças climáticas não são avaliadas. Bigarella et al. (1965) aponta que aos diferentes tipos de climas correspondem dominância de condições morfogenéticas particulares agindo sobre as vertentes. De acordo com os autores, apesar dos processos obedecerem a leis físicas especifica, tem sua intensidade e eficiência subordinadas a condições climáticas locais. Neste contexto, Bigarella et al. (1965) apontam que os autores mencionados não consideram o efeito das variações climáticas como capazes de dar origem aos aspectos da paisagem, sobretudo, em relação ao modelamento do relevo. A teoria da etchplanação, segundo Vitte (2001) foi desenvolvida inicialmente por Wayland (1933 apud Vitte, 2001) o qual considerou o papel do intemperismo na dinâmica morfológica das paisagens, quando trabalhou em Uganda. E que teve grande divulgação a partir dos estudos de Büdel durante a década de 1980. De acordo com essa abordagem o relevo evolui a partir de integração entre os processos geoquímicos e erosão superficial (VITTE, 2001; SALGADO, 2007). Vitte (op cit.) explica que os processos de lixiviação e lessivagem promovem a disjunção nas ligações, instabilizando os horizontes superficiais; enquanto a migração das argilas e outros minerais intensificam o aprofundamento do intemperismo. Deste modo, a formação do relevo ocorre pela interação entre a superfície topográfica e uma subsuperfícial existente no contato entre a rocha e a zona de alteração. Salgado (2007), também aponta para a existência da abordagem que vincula o aplainamento do relevo a partir das mudanças climáticas. De acordo com o autor, a mesma teve sua veiculação através de G. Millot em 1983. Portanto, corresponde a abordagem mais atual apresentada no trabalho, e relaciona a evolução do relevo com os aspectos geoquímicos, pedológicos, geológicos e geomorfológicos. Nessa perspectiva, as superfícies aplainadas teriam sua gênese a partir da sucessão de climas, isto é, originariam em regiões áridas ou semiáridas que, antes de estarem conformadas a esse tipo de clima, estiveram submetidas a condições climáticas mais úmidas por tempo suficiente para que ocorresse um intenso processo de alteração do manto de intemperismo (SALGADO, 2007). Deste modo, para a elaboração de tais superfícies são 53

necessários três processos: I) intemperismo da rocha fresca em subsuperfície; II) transformação pedogenética do material anteriormente alterado; e III) erosão superficial. A partir das exposições acima é possível afirmar que todas as abordagens apresentadas diferem-se quanto à variável mais relevante na elaboração do relevo. Do mesmo modo, a questão escalar, mesmo que indireta, é um tema pujante para a discussão sobre as “teorias geomorfológicas”. Neste sentido, muitos dos autores apresentados realizaram seus estudos em regiões fora do sistema tropical, ou seja, o tempo de evolução de um determinado sistema morfológico é diferente neste âmbito causal, uma vez que em climas temperados a dinâmica morfoclimática é menos intensa do que nas zonas tropicais úmidas. Igualmente ocorre com as atividades endógenas, que em regiões intraplaca a ação da tectônica é menos efetiva do que naquelas em bordas ativas e, deste modo, os modelos apresentados não são totalmente eficazes para explicar a morfodinâmica de todas as áreas do globo. Sob a designação geral de superfícies Neogênicas, Ab’Saber (1969) engloba todos os setores de aplainamentos modernos, localizados em compartimentos intermontanos e interplanálticos do Estado de São Paulo. De acordo com o autor, tais velhas planícies de erosão são oriundas predominantemente de fenômenos de pediplanação e estão postadas a diferentes alturas e apresentam diferentes paisagens morfológicas e fitogeográficas. A própria amplitude topográfica atual das áreas principais de ocorrência dos remanescentes das aplainações terciárias em relação ao nível dos talvegues atuais alcança 40 a 60 metros, em inumeráveis pontos; atingindo quase 100 metros na área de contato entre os maciços antigos do Planalto Atlântico e as primeiras elevações dos terrenos carboníferos (área de Campinas), assim como no contato entre as cuestas arenítico-basálticas e as altas colinas da depressão periférica que lhe são contíguas. Modenesi (1974) aponta que a superfície Neogênica corresponderia, na Depressão Periférica, aos aplainamentos que nivelam os topos das mais altas colinas. No setor compreendido entre os rios Piracicaba, Tietê e Paranapiacaba encontra-se à altitudes em torno de 650 metros. Do mesmo modo, a autora identificou 7 níveis topográficos na região que compreende os municípios de Salto e Itu, no estado de São Paulo, os quais têm sua gênese relacionada a processos erosivos responsáveis pelo aplainamento. Penteado (1976) identificou uma superfície topograficamente rebaixada, localizada na bacia do Rio Curumbataí - sistema hidrográfico adjacente à área de estudos – nas mediações da cidade de Rio Claro. De acordo com a autora, os topos de interflúvios correspondentes a Superfície de Rio Claro nivelam-se a 630-650 metros nas adjacências do front das cuestas e morrotes divisores a leste e corta, indiferentemente, sedimentos da Fm. 54

Botucatu e do Gr. Passa Dois e se completa como superfície de agradação nos depósitos arenosos modernos. Essa superfície também foi denominada de Neogênica II, uma vez que se encontra embutida no aplainamento Neogênico, representado na região pela superfície de Urucaia. Nos setores cristalinos, Ponçano e Almeida (1993) identificaram um prolongamento das aplainações Neogênicas, o qual expôs as estruturas originadas pelo gelo (ranhuras); os autores nomearam-na como Superfície de Erosão Itaguá. Para Ab’Saber (1969) a mesma se constitui como uma superfície fóssil, uma vez que o prolongamento das aplainações Neogênicas sob a forma de típica de glacis de erosão, recortando ligeiramente a rampa de mergulho mais forte, corresponde à velha superfície pré-carbonífera exumada, localizadas nas cotas altimétricas de 700 a 720 m. De acordo com Ab’Saber (1960) as superfícies fósseis em exumação têm uma participação ínfima do relevo atual, sendo expostas dominantemente, por algumas centenas de metros ou alguns quilômetros de largura e muitos quilômetros de comprimento. No âmbito das Superfícies de Cimeira ou Cristas Médias, Ab’Saber (1954) correlaciona a mesma aos soerguimentos que deformaram a Superfície de Altos Campos (1.800-2.000 metros) durante o Mesozoico, sendo identificada nas cotas altimétricas de 1.000 – 1.300 metros de altitude, possivelmente possui idade paleogênica. De acordo com Silva (2009), a Superfície de Cristas Médias é correlata a Superfície Japi (Almeida, 1964) e Pd2 (Bigarela et al. 1965). De acordo com Bigarella et al. (1965) o pediplano Pd2 teve sua evolução durante Terciário Médio, cuja posição se configura como intermontanos, constituindo-se assim como grandes e velhos alvéolos dissecados. O mais antigo pediplano, denominado Pd3, é considerado na literatura como tendo sido elaborado no Cretáceo-Eoceno, coincidindo com o fim da sedimentação cretácica no Brasil e tem maior desenvolvimento espacial. Em 1943 Emmanuel De Martonne identificou quatro superfícies no contexto do Brasil tropical atlântico, estando essas associadas a períodos de estabilidade tectônica e condições climáticas semiáridas. Para Martonne (1943) a superfície Cristas Médias, configura-se como um degrau de erosão, tendo como características morros mamelonares inseridos entre 1000-1100 a 1300- 1400 metros de altitude. Possivelmente esta superfície foi elaborada durante o Terciário. De acordo com o autor, esta superfície passaria acima das coberturas Permo-Triássicas, podendo ainda ser correlacionadas à frente das cuestas da região de Botucatu. 55

Bigarela et al. (1965) descreve a existência de três níveis que corresponderiam a pediplanos denominados por ele de Pd1, Pd2 e Pd3. Neste âmbito, cabe mencionar que o Pd1 (pediplano Pd1) caracteriza-se como tendo forma de grandes alvéolos embutidos, disseminados por toda a rede de drenagem pré-existente, relacionada o desenvolvimento durante o Quaternário dentro de oscilações úmido/semiárido. Embora o autor considere a ação da tectônica na elaboração de tais pediplanos, é dada uma maior ênfase no aspecto climático, ou seja, a alteração do nível de base decorrente de mudanças climáticas, segundo este autor, foi o principal fator que influenciou o desenvolvimento destas superfícies. Contemporaneamente, Valadão (1998) aponta a existência de três superfícies aplainadas no Brasil oriental, sendo elas denominadas Superfície Sul-Americana, Superfície Sul-Americana 1 e Superfície Sul-Americana 2. Sendo assim, a superfície de idade mais antiga é a Superfície Sul-Americana que teve sua elaboração a partir do Cretáceo Inferior e perdurou até o Eoceno; A superfícies Sul- Americana 1 teve sua elaboração a partir do Eoceno prosseguindo até o Mioceno; quanto à superfície Sul-Americana 2, esta em sua elaboração até o Quaternário. Ainda segundo o autor, as duas últimas teriam sua gênese relacionada à Sul-Americana. Valadão (1998) além de considerar as flutuações climáticas, enfatiza a ação de uma tectônica responsável pela epirogênese e deformações de setores dessas superfícies, ponderando a ação da tectônica com aspectos climáticos.

4.4. Coberturas superficiais e depósitos correlativos

De acordo com Queiroz Neto (2001) as formações superficiais são materiais que recobrem a parte emersa da crosta, provenientes da alteração das rochas por intemperismo e que podem ter sido remanejadas e/ou retrabalhadas sobre vertentes, superfícies de erosão e planícies fluviais. Deste modo, é possível compreender que esses materiais inconsolidados são produtos da evolução geomorfológica do relevo e possuem diversas características mineralógicas, granulométricas e químicas que, de certo modo podem estar relacionadas às intensidades e duração dos processos vinculados ao intemperismo. Entrementes, as descontinuidades encontradas em depósitos sedimentares também se vinculam as variações energéticas de transporte e sedimentação decorrentes das alterações dos níveis de base locais e regionais, além de mudanças na disponibilidade hídrica que pode estar associada a dinâmica 56

climática. Em linhas gerais, pode-se afirmar que as formações ou coberturas superficiais são indicadores de eventos climáticos e/ou tectônicos pretéritos, responsáveis pela dinâmica geomorfológica de uma área. As formas relacionadas a ambientes pretéritos se tornam, na maioria dos casos, de difícil interpretação devido à sobreposição e alternância dos processos e agentes modeladores do relevo e, portanto, implicando em grande importância nas análises de sedimentos e depósitos correlativos. Moura e Mello (1991) afirmam que os depósitos quaternários, especialmente caracterizados por frequentes similaridades litológicas, apresentam descontinuidades estratigráficas facilmente identificáveis que representam importantes variações nos processos de sedimentação e, portanto, são sequências sedimentares resultantes dos processos de agradação ocorrendo simultaneamente como fenômenos de degradação na área fonte, como aponta Bigarella et. al. (2009). No presente trabalho considera-se o nível de base como o ponto mais baixo da topografia, o qual é responsável pelo controle da erosão a sua montante, sendo que toda e qualquer mudança no nível de base ocasiona uma retomada da erosão através da propagação de novas ondas erosivas (CHRISTOFOLETTI, 1977). Os mesmos podem ter sua gênese a partir de diversos condicionantes, muitos deles de origem natural, independentes de influência antrópica. Nota-se também que a individualização destes condicionantes é tarefa complexa, tendo em vista que quase sempre haverá atuação conjunta de dois ou mais deles (LANA E CASTRO, 2012). Christofoletti (1977) classifica em três tipologias o nível de base, sendo assim, o nível de base geral refere-se a uma superfície plana formada como prolongamento do nível do mar sob as terras continentais. O nível de base temporário seria uma superfície limite pressuposta para a erosão, nivelada em função de um elemento de duração relativamente efêmera. Por último, o nível de base local é caracterizado como uma superfície limite pressuposta para a erosão, nivelada em função de elementos situados no interior das áreas continentais. Os condicionantes capazes de exercer maior efeito sobre as bacias interiores estão na justaposição de litologias, soerguimentos decorrentes da tectônica e/ ou isostáticos, além da proximidade com zonas de confluência de grandes rios. A instalação ou alteração dos níveis de base são registradas nas feições fluviais escalonadas, contrastes na declividade, entalhamento do canal, mudanças na constituição sedimentar do leito e na energia de fluxo (LANA e CASTRO, 2012). 57

Importante mencionar que no Brasil, como aponta Queiroz Neto (2001), duas grandes tendências de estudos das formações superficiais se manifestaram. Em meados da década de 1950, uma abordagem mais voltada à pedologia buscou mapear os diferentes tipos de solo no território. Por outro lado, a partir da década de 1960, geomorfólogos e geólogos passaram a estudar depósitos sedimentares correlativos de processos superficiais de erosão e deposição, sobretudo quaternários. O autor salienta que a direção dessas pesquisas buscava definir a autoctonia ou a aloctonia dessas coberturas, mas que as duas abordagens apresentadas, nem sempre convergiram, pois em termos de metodologias havia certa disparidade. No Brasil, principalmente a partir da década de 60, os estudos das coberturas tinham como critério a correlação dos diferentes solos com as superfícies de aplainamento, sobretudo, aquelas consideradas como sendo elaboradas no Terciário, como exemplo os trabalhos de Ab’Saber (1960) e Modenesi (1974). Queiroz Neto (2001) aponta que esse tipo de análise permaneceu até meados da década de 1980, sendo bastante influenciada pelas proposições de Erhart (1956) e sua teoria da bio-resistasia. De acordo com Erhart (1956), no meio tropical os períodos de biostasia corresponderia ao clima úmido com predomínio de vegetação florestada, onde o intemperismo químico é o principal agente na formação dos solos. Nos períodos de resistasia, ao contrário, o clima mais seco com vegetações mais abertas predominaria as ações físicas e mecânicas da erosão. Mello (1994) afirma que o registro sedimentar é constituído por depósitos produzidos de maneira essencialmente episódica, associados a eventos rasos de grande magnitude, implicando em que grande parte do tempo geológico envolvido corresponda a períodos de não deposição e erosão. Ainda de acordo com o autor uma das características particulares dos depósitos quaternários está no fato de que estes não se encontram restritos à bacia sedimentar strictu sensu, mas distribuídos sobre as múltiplas formas do relevo, portanto a análise estratigráfica de depósitos quaternários deve considerar os diferentes padrões de organização das paisagens, portanto uma integração entre a Geomorfologia e a Estratigrafia. Nas regiões tropicais úmidas, sobretudo em áreas onde litologias cristalinas são predominantes, coexistem reentrâncias em vertentes similares a anfiteatros, cuja origem está diretamente relacionada à erosão diferencial e recuo erosivo das encostas. Moura e Silva (2006, p. 150) afirmam que esse processo é responsável pelo desenvolvimento de formas levemente inclinadas que caracterizam as rampas de colúvios. Para esses autores, o complexo 58

de rampas de colúvios, formado por uma série de rampas, é recorrente de processos erosivos e deposicionais durante o Quaternário. Meis e Moura (1984, apud Moura e Silva, 2006) “individualizam os padrões de complexos de rampas de colúvio e atribuem às variações paleo-hidrológicas e de nível de base à dinâmica de evolução”. Portanto, o registro sedimentar preserva, de maneira menos subjetiva, informações a respeito da história erosiva deposicional. Bigarela et. al. (2009) apontam que o conjunto de rampas colúvio-aluvionares testemunha a natureza descontínua dos processos erosivos e sedimentares nas vertentes do modelado brasileiro. Tal forma é suavemente inclinada, de baixos terraços encontrados no fundo dos vales onde os depósitos coluviais, mais propriamente colúvio-aluvionares, interdigitam ou recobrem os sedimentos aluviais; estruturalmente, os alúvios se diferem dos colúvios. De acordo com Ribeiro et. al. (2012), a formação dos depósitos coluviais reflete a relação dos processos de morfogênese e pedogênese, da qual resulta a esculturação da paisagem. O resultado dessa relação é a constante disponibilização de material para ser deslocado e acomodado em uma porção do relevo. A permanência ou não do material nas áreas de acomodação está condicionada à ocorrência de mecanismos que favoreçam sua estabilização ou à retirada de qualquer registro sedimentar pelos agentes erosivos. De modo geral, os depósitos coluviais são formados por materiais que descem as encostas, alojando-se próximo e/ou na base, cujos processos de esculturação estão relacionados ao contexto climático em que o evento foi desencadeado (RIBEIRO et. al., 2012). Na evolução geomorfológica de uma paisagem, a influência das litologias, das dinâmicas climáticas e tectônicas são muito significativas, sobretudo, na reativação de processos erosivos e, concomitantemente, no retrabalhamento das coberturas superficiais. A geomorfologia clássica considerava que o relevo evoluía a partir de períodos onde predominava a pedogênese e outros onde a morfogênese era mais efetiva, ou seja, não era considerada a atuação conjunta desses dois processos, principalmente em relação ao desenvolvimento pedogenético. No entanto, Tricart (1968) afirma que os fenômenos geomorfológicos, exercendo-se no mesmo meio em que agem os fenômenos pedológicos, interferem com eles na elaboração do modelado do relevo. De modo, que os solos são submetidos durante a sua formação, às ações morfogenética: eles são recobertos por novas cargas de sedimentos nas áreas de acumulação. 59

Nesta perspectiva, é condizente afirmar que a pedogênese e a morfogênese estão em constante interação no desenvolvimento das formas de relevo. Larsen et al. (2014) demonstrou, que os solos na região dos Alpes na Nova Zelândia são produzidos mais rapidamente do que o reconhecido previamente, a taxas de até 2,5 milímetros por ano, de modo que os dados de intensidade de intemperismo indicam ainda que as taxas de denudação química do solo aumentam proporcionalmente com taxas de erosão. Em linhas gerais, concordando com Arruda (2004), é possível afirmar que a compreensão dos ambientes deposicionais relaciona-se com a abordagem sistêmica, a partir do momento em que se trabalha com o modelo de processo-resposta, cujos processos são definidos pelo tipo de energia atuante no sistema que, também, é regulado pelas características fisiográfica da paisagem.

5. Material e Método

Neste trabalho o método é considerado como o suporte teórico, isto é, o embasamento filosófico que subsidia a interpretação do relevo a partir da problemática abordada. Sendo assim, para a execução deste estudo optou-se pela Teoria dos Sistemas Gerais como método, uma vez que a abordagem sistêmica possibilita a correlação entre diferentes elementos naturais que juntos propiciam a interpretação da evolução geomorfológica da bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá. A teoria que embasa tal concepção teve sua origem nas leis da física referentes à Termodinâmica, que atingiu sua maior ênfase na ciência com Ludwin Von Bertalanffy, no qual utilizou no decorrer da década de 30 do século passado, no âmbito da biologia. Na Geomorfologia, foi através de Strahler em 1950 e Chorley em 1962 que ocorreu seu desenvolvimento inicial. Christofoletti (1980) foi o principal divulgador da abordagem sistêmica no Brasil, sendo que para este autor os sistemas encontram-se organizados em virtude das inter-relações, onde o seu grau de organização permite que assuma a função do todo que é maior que a soma de suas partes. Além disso, segundo o autor, os sistemas são compostos por elementos ou unidades, relações, atributos, entrada e saída de energia e/ou matéria. Sendo assim, a partir da abordagem sistêmica, o entrelaçamento dos resultados possibilitou o entendimento das atuais formas sob a perspectiva paleoambiental, isto é, permitiu reconhecer a inter-relação entre os sistemas naturais quanto à gênese e o desenvolvimento da área de estudos durante o Quaternário. A metodologia (conjunto de procedimentos para a realização da pesquisa) deste trabalho constituiu-se tanto em uma abordagem direta, quanto de abordagens indiretas relacionadas a etapas de gabinete, sempre vinculando as diferentes abordagens entre si (Figura 2). No âmbito da abordagem direta, foram realizados trabalhos de campo na área estudada a fim de correlacionar com os produtos da abordagem indireta, descritos abaixo. Portanto, utilização de metodologias relacionadas à morfometria da rede de drenagem e do relevo, assim como a datação de coberturas superficiais através da Luminescência Opticamente Estimulada (LOE), tem como finalidade avaliar a importância de diferentes agentes na evolução geomorfológica da referida bacia hidrográfica, bem como estabelecer a cronologia dos eventos envolvidos. Sendo assim, a integração de todas as informações contribuirá de modo significativo para a interpretação da história paleogeográfica da área estudada. 61

Destaca-se que nesta pesquisa foi utilizado o software ArcGis 10.2 como subsídio para a elaboração e compilação de documentos cartográficos, assim como para a aplicação dos índices morfométricos; constituindo-se em importante ferramenta para o desenvolvimento dos trabalhos. Alinhada a esse aspecto, menciona-se que também foram utilizados rasters relacionados ao ASTER e ao SRTM.

Figura 2: Organograma da proposta metodológica

TEORIA DOS SISTEMAS GERAIS

ABORDAGENS METODOLÓGICAS

Abordagem Direta Abordagem Indireta

Organização de Análises Físicas e Trabalhos de Análises Datação por materiais Químicas dos campo morfométricas LOE cartográficos; Sedimentos

Integração dos resultados

CONSIDERAÇÕES FINAIS

5.1. Análise da evolução do relevo.

A dinâmica do relevo está condicionada por diferentes agentes que podem estar vinculados tanto a questões climáticas, litológicas e/ou estruturais. Neste contexto, diversas bibliografias têm contribuído para a compreensão da evolução das formas de relevo durante o Quaternário a partir de diversas abordagens. Importante ressaltar que para a compreensão geomorfológica da paisagem se torna indissociável a avaliação de aspectos fluviais, bem como das alterações na sua dinâmica ocorridas ao longo do tempo geológico, sobretudo durante o Quaternário. Sendo assim, Bishop (1985; 1995) contribuiu em diversos aspectos teóricos sobre os processos naturais que conduzem a alterações no perfil longitudinal de um curso fluvial e que podem conduzir a feições anômalas na rede de drenagem, estas vinculadas às características litológicas e atividades tectônicas recentes da área. Acerca da questão tectônica, importantes trabalhos têm subsidiado estudos que objetivam entender a estabilidade tectônica continental (Stewart e Hancock, 1994) e da plataforma sul-americana. Hasui (1990), Saadi (1993), Salvador e Riccomini (1995), Gontijo (1999), Hiruma (1999) e Fortes et al. (2005) dentre outros autores, apontaram para atividades neotectônicas no sudeste brasileiro. No entanto, cabe ressaltar que atividades tectônicas cenozoicas no território brasileiro já haviam sido mencionadas em trabalhos desenvolvidos por diversos pesquisadores, inclusive pelo professor Aziz Ab’Saber e Fernando F. M. de Almeida a partir da década de 1950. Como apontado por Saadi (1993), o termo “neotectônica” foi introduzido em 1948 pelo geólogo soviético V.A Obruchev para designar “movimentos da crosta ocorridos no fim do Terciário e início do Quaternário, que tiveram um papel importante na formação da topografia atual”. Baseados no conceito inicial, o termo foi redefinido por diversos autores; sendo nesse trabalho considerada a proposta de Hasui (1990), que situa os eventos neotectônicos no Brasil, aqueles ocorridos no Neógeno e Quaternário. Os trabalhos de Ab’Saber (1949; 1954, 1969), Penteado (1976) e Almeida (1949) também subsidiaram essa pesquisa, uma vez que os mesmos têm no seu escopo contribuições sobre a gênese e o desenvolvimento do relevo paulista, sobretudo, no âmbito da Depressão Periférica, compartimento geomorfológico onde se insere a bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá.

5.2. Elaboração e compilação de documentos cartográficos.

Para a elaboração de mapas temáticos foi utilizado o Modelo Digital de Elevação (MDE) ASTER GDEM (Advanced Spaceborn Thermal Emission and Reflection Radiometer) que possui resolução espacial de 30 metros. O ASTER subsidiou a elaboração de mapas relacionados a características topográficas (Hipsometria) e espacialização de algumas análises morfométricas (Lineamentos e Densidade de Drenagem). Algumas informações quanto aos aspectos litológicos, estruturais e pedológicos foram compilados do banco de dados disponíveis na CPRM – Serviço Geológico do Brasil e da CPLA (Coordenadoria de Planejamento Ambiental), órgão do estão de São Paulo. Menciona-se que para a elaboração dos mapas temáticos, assim como das análises morfométricas, foi utilizado o software ArcGis 10.2.

5.2.1. Mapa Hipsométrico

Os dados hipsométrico da bacia do Ribeirão Araquá foram coletados a partir da delimitação da área de estudos no ASTER GDEM. Deste modo utilizou-se da ferramenta Spatial Analyst tools e, em seguida, Extraction e Extract by Mask, para recortar e extrair apenas as informações da área de estudos. Após a delimitação da área, o novo raster foi subdividido, manualmente, em 9 classes correspondentes a intervalos altimétricos. Deste modo, os resultados vinculados a esse mapa temático teve como finalidade analisar níveis e rupturas topográficas existentes na bacia do Ribeirão Araquá.

5.2.2. Mapa Geológico

O mapa geológico foi organizado a partir do banco de dados da CPRM- Serviço Geológico do Brasil e da CPLA (Coordenadoria de Planejamento Ambiental), correspondente ao estado de São Paulo. Os shapes disponibilizados pelos órgãos foram recortados com a delimitação da bacia de drenagem do Ribeirão Araquá, resultando em outro shape, mas apenas com as litologias presentes na área. Os procedimentos foram realizados através dos desdobramentos da ferramenta Analysis Tool. Sendo assim, foi selecionada a função Extract e, em seguida, Clip. A escala das informações disponibilizadas corresponde a 1:250.000, que apesar de não possuir detalhes sobre a área de estudos, subsidia uma análise prévia e algumas 64

considerações sobre os processos vinculados a litologia e estrutura atuantes na área de estudos. Deste modo, destaca-se a importância da análise dos conjuntos litológicos no controle da espacialização da rede de drenagem, bem como na composição de unidades de relevo presentes na bacia do Ribeirão Araquá.

5.3. Análise Morfométrica

A análise morfométrica, principalmente a partir da tese de Robert E. Horton em 1945, tem se mostrado bastante eficaz nos estudos geomorfológicos, uma vez que possibilita a compreensão de numerosas questões impressas na paisagem, mas que não são visíveis em campo (Christofoletti, 1969). No âmbito da análise de bacias hidrográficas os parâmetros quantitativos tendem a contribuir significativamente para a elucidação do comportamento da rede de drenagem, como aponta diversos trabalhos distribuídos pelo globo. De acordo com Etchebehere et al. (2004), os índices morfométricos são importantes indicadores de mudanças nos cursos d’água, mostrando grande aplicabilidade nos estudos (neo) tectônicos de áreas localizadas em ambientes com diferentes características naturais. Salienta-se que o uso da morfometria nos estudos de processos geomorfológicos é recorrente desde o final do século passado, a exemplos de Horton (1945); Strahler (1957); Schumm (1977), Christofoletti (1969); Perez Filho (1978); e tem se tornado usual como ferramentas para a investigação da evolução da paisagem, sobretudo, em decorrência da disponibilidade de Modelos Digitais de Elevação (MDEs) de alta resolução e plataformas SIGs que facilitaram os cálculos deste tipo de informação (Troiani et al. 2014). Abreu (1983) aponta que no Brasil o início das aplicações de parâmetros quantitativos na análise da paisagem teve grande influência da escola anglo-saxônica, sobretudo, das proposições realizadas a partir da década de 1950. Destaca-se que a primeira dissertação que utilizou índices morfométricos para a interpretação da paisagem foi desenvolvida por Perez Filho (1978), que demonstrou a correlação do aumento gradativo da largura das planícies da bacia do rio Mogi-Mirim, no estado de São Paulo, com o aumento da ordem hierárquica da bacia. Para o estudo da bacia do Ribeirão Araquá foram aplicados diversos índices objetivando identificar deformações tectônicas e áreas chaves vinculadas à espacialização das coberturas superficiais presentes na bacia. 65

5.3.1. Relação Declividade X Extensão (RDE) e Perfil Longitudinal

A Relação Declividade-Extensão, proposto por Hack (1973), contribui como um elemento bastante prático na determinação das anomalias na concavidade natural do perfil longitudinal de um rio; e possibilita a comparação das alterações ao longo de um determinado segmento fluvial. A aplicação deste índice no Brasil teve como pioneirismo a tese de doutorado de Etchebehere (2000), onde foi utilizada na análise da bacia do Rio do Peixe-SP. Os valores desse índice são obtidos a partir da relação entre o RDE de cada trecho do rio analisado e o RDE total, que está relacionado ao rio como um todo. De acordo com Seeber e Gornitz (1983) os valores abaixo de 2 apontam para a inexistência de anomalias; entre 2-10 significaria anomalias de segunda ordem, e acima de 10 significam anomalias de primeira ordem, estas correlacionadas a áreas com grandes declividades. As anomalias em questão vinculam-se à knick points que podem interferir na dinâmica erosiva e, consequentemente, nos setores de deposição e agradação do relevo ocasionando, sobremaneira, depósitos que guardam a história erosiva e deposicional do relevo. Este parâmetro, juntamente como o Perfil Longitudinal propicia a interpretação da influência litoestrutural sobre a drenagem de uma bacia hidrográfica, que de certo modo, conduzirá a padrões diferenciados de sedimentação e, consequentemente, da espacialização desses depósitos.

Equações:

RDEtrecho = (∆h/∆l)×L

Onde: ∆h = equidistância entre as curvas de nível; ∆l = medida do curso em linha reta; L = comprimento real do curso.

RDEtotal = ∆h÷logL

Onde: ∆h = Amplitude altimétrica; L = comprimento total do rio. 66

O perfil longitudinal (Figura 3) trata-se de um plano cartesiano onde no eixo “Y” é inserido o valor correspondente a altitude, enquanto que no eixo “X” é inserido o comprimento do trecho a partir da sua cabeceira. A partir destas informações é gerado um gráfico de dispersão e em seguida uma linha de tendência logarítmica, tendo como base as propostas de Hack (1973) e Guedes et. al (2006).

Figura 3: Perfil Longitudinal

Perfil Longitudinal

900,0 Anomalia positiva

Anomalia negativa Altitude(metros) 800,0 200,0 400,0 600,0 800,0 1000,0 Comprimento do rio (metros)

Legenda: Linha azul – Rio; linha vermelha - tendência logarítmica.

As rupturas no perfil longitudinal são identificadas a partir da plotagem no gráfico da linha de tendência logarítmica. São consideradas anomalias no perfil longitudinal, os trechos do rio em que estiver com concavidade acima da referida linha, correspondendo a anomalias positivas; e os trechos com concavidade abaixo da linha de tendência, o qual corresponderá à anomalia negativa. No primeiro caso, há evidências de possíveis soerguimentos nesse trecho do rio e, no segundo, possível subsidência. A alteração dos níveis de base em decorrência de processos (neo) tectônicos e climáticos acarreta mudanças nas características do fluxo hidrológico e, consequentemente, é responsável por ocasionar anomalias na rede de drenagem decorrentes de ajustes nos perfis longitudinais dos rios (knick points), como apontam Howard (1967), Bishop (1995), Zancopé e Perez Filho (2009) e Ambili e Narayana (2014). Neste sentido, o perfil longitudinal é resultado da interação entre aspectos litológicos, tectônicos e mudanças no nível de base (Stock e Montgomery, 1999; Larue, 2008; Ambili e Narayana, 2014) De acordo com Bishop et al (1995) as anomalias em perfis podem indicar um fluxo em equilíbrio onde a o recuo da montante indica mudanças no nível de base no vale ou, em alguns casos, um equilíbrio dinâmico entre processos fluviais e movimentos tectônicos. 67

Na área de estudos a aplicação do RDE e elaboração do Perfil Longitudinal foram realizadas em dois extensos cursos: o Ribeirão Araquá, rio principal; e Ribeirão Água Branca, afluente da margem esquerda. A escolha dos mesmos buscou a espacialização da análise por toda a bacia. Salienta-se que os dados foram coletados utilizando-se o MDE ASTER GDEM e, principalmente, as curvas de nível geradas a partir da ferramenta 3D Analyst disponível no ArcToolbox do software ArcGis 10.1. As medidas foram realizadas com o auxílio da ferramenta Measure Line.

5.3.2. Fator de Assimetria de Bacia de Drenagem (FABD)

O Fator de Assimetria de Bacia de Drenagem corresponde a um índice que avalia para qual margem predomina a migração de um rio. De acordo com Hare e Gardner (1984), a assimetria de uma bacia está relacionada à migração preferencial de um determinado curso fluvial. Cox (1994) aponta que a dinâmica lateral de um rio pode estar vinculada a uma dinâmica interna, do ponto de vista do sistema fluvial, como a uma causa externa relacionada a processos tectônicos. O FABD é analisado a partir da divisão da área correspondente a margem direita com a área total da bacia de drenagem e, posterior multiplicação por 100, como aponta a equação abaixo. As variáveis foram coletadas utilizando os shapes da drenagem, do limite topográfico da bacia do Ribeirão Araquá e um terceiro shape com a delimitação da margem direita. Posteriormente, os dados foram calculados utilizando-se do software Excel.

F.A=100(Ar/At)

Onde: Ar corresponde à área da margem direita do rio olhando para a jusante; e At à área total da bacia de drenagem.

De acordo com Salamuni et al. (2004) os valores de FABD iguais ou próximos a 50 revelam pouca ou nenhuma atividade tectônica, os maiores que 50 indicam um provável basculamento da margem direita do rio e os menores, um provável basculamento da margem esquerda (Figura 4).

Figura 4:.Exemplo de aplicação do F.A.B.D

Legenda: Exemplo com valor de AF > 50. Nota-se basculamento para a margem esquerda (observando a jusante do rio). Fonte: Salamuni et al (2004).

5.3.3. Fator de Assimetria Topográfica Transversal (FSTT)

A análise do Fator de Assimetria Topográfica Transversa (FSTT) foi realizada através do cálculo da média dos vetores como proposto proposta por Cox (1994), onde é utilizada a fórmula matemática T=Da/Dd. De acordo com o autor os valores próximos a T=1, corresponde a maior grau de assimetria da bacia hidrográfica; ainda segundo ele, para uma perfeita simetria os valores deveriam possuir Da=0 e o T=0 (Figura 5).

Figura 5: Exemplo da metodologia usada para calcular a assimetria da bacia de drenagem para um segmento do vale

Fonte: Cox, 1994. 69

Para a utilização de tal metodologia, optou-se em calcular os valores dentro de um intervalo de espaço de 2,0 centímetros, que corresponde aproximadamente a 1000 metros na escala 1:50.000. Os dados foram coletados com o auxílio do software ArcGis 10.1 a partir das curvas de nível geradas com o banco de dados ASTER GDEM. Foi utilizada a ferramenta measure line. Apesar de a técnica apresentada oferecer a vantagem de se utilizar apenas a carta topográfica, no presente trabalho optou-se pela utilização do MDE, portanto, as informações contidas no raster subsidiaram os resultados desse índice. Salienta-se que a aplicação do FSTT constitui-se como um modo rápido de se verificar a simetria dos rios em relação à bacia hidrográfica, sendo necessárias outras metodologias para resultados conclusivos.

5.3.4. Índice de Concentração de Rugosidade (ICR)

De acordo com Sampaio e Augustin (2014) O Índice de Concentração da Rugosidade (ICR) foi desenvolvido agregando-se ferramentas geotecnológicas à proposta de análise do relevo, feita por Hobson em 1972. Para os autores, esse índice foi empregado em diferentes contextos, tendo permitido a compartimentação e a quantificação do relevo, bem como o uso dos valores obtidos em diferentes formulações matemáticas. A princípio o ICR foi utilizado com o objetivo de avaliar o papel do relevo na estruturação da rede de drenagem, possibilitando o aumento da acurácia dos mapeamentos existentes na bacia hidrográfica do Rio Benevente-ES (Sampaio, 2008). Sampaio e Augustin (2014) propõem o uso deste índice como contribuição ao mapeamento geomorfológico, a fim de se reduzir os níveis de subjetividade em tais mapeamentos. Os autores supracitados apontam que as divergências e descontinuidades nos limites das unidades delimitadas são ainda maiores, quando o mapeamento é realizado por diferentes equipes ou a partir de diferentes referências de escala e materiais cartográficos e são definidas classificações distintas para uma mesma unidade morfométrica mapeada. De modo geral, Hobson (1972) aponta que a rugosidade corresponde à relação entre a área da superfície do terreno inclinada e a área da superfície do terreno reduzida ao plano. E, deste modo, o ICR é obtido a partir dos dados de declividades, em porcentagem, provenientes de MDE. No presente trabalho utilizou-se o ASTER GDEM, o qual é posteriormente convertido para o formato de pontos que será analisado a partir do Estimador Kernel, um dos 70

tipos de procedimentos geoestatístico disponíveis no ArcGis 10.1. Abaixo a síntese dos procedimentos desenvolvidos:

 Elaboração do mapa de declividade, em porcentagem; Spatial Analyst Tool> Surface> Slope> Percent_Rise  Transformar o mapa de declividade em pontos; Conversion Tool> From Raster>Raster To Point> Insira raster da declividade  Aplicar o Estimador Kernel; Spatial Analyst Tool> Density> Kerner Density

Em síntese, Sampaio e Augustin (2014) afirma que o ICR corresponde à soma dos valores de declividade dos pontos existentes dentro de uma determinada área (rugosidade do relevo) sendo condicionado pela quantidade de pontos computados, o que varia em função da resolução espacial do DEM.

5.3.5. Densidade de Drenagem

A análise da densidade de drenagem representa importante contribuição dos estudos vinculados ao sistema geomorfológico, uma vez que ao avaliar o papel da densidade de drenagem sob o prisma de gênese e evolução das formas de relevo, algumas correlações podem ser feitas, principalmente com o aspecto estrutural como apontou Hiruma e Ponçano (1994). Por outro lado, o desenvolvimento de setores com alta densidade de drenagem também evidencia dinâmicas de dissecação interessantes para um estudo aprofundado em relação às alterações do nível de base e depósitos sedimentares. De modo que as características das coberturas superficiais podem apresentar diferenciações em relação a suas características físico-quimicas destoantes do entorno; sendo, portanto, de interesse da geomorfologia o estudo da relação Drenagem/Sedimento no âmbito de paleoambientes. De acordo com Christofoletti (1969), a densidade de drenagem define-se como a relação do comprimento total dos rios ou canais (incluindo cursos perenes e intermitentes) com a área da bacia hidrográfica. Salienta-se que o referido índice foi proposto por Horton (1945), sendo utilizado de modo pioneiro no Brasil por França em 1952, o qual correlacionou os valores com as características pedológicas na região de Piracicaba-SP. 71

A densidade de drenagem da bacia do Ribeirão Araquá foi elaborada com o auxílio dos dados tipo raster vinculados a SRTM com 30 metros de resolução espacial. A escolha por esse material foi devido ao fato de que em comparação com a ASTER GDEM, os resultados apresentaram maior concordância com a dinâmica do sistema hidrológico da área estudada. Sendo assim, em um primeiro momento foi extraída a drenagem através da ferramenta Hidrology (Fill, Flow Direction, Flow Accumulation e Stream to Feature) e da Conditional (Con). Posteriormente, a partir da ferramenta Density, disponível em Spatial Analyst Tools, foi elaborado o mapa da densidade de drenagem. A análise estatística foi realizada a partir de um círculo com área de 1700 metros quadrados que, consequentemente, conduziu a unidade de Km/Km², correspondente aos níveis de densidade expostos no mapa final.

5.3.6. Análise de Lineamentos

Para a extração dos lineamentos foram utilizadas imagens sombreadas a partir de diferentes azimutes e correlacionadas ao MDE. Deste modo, foram elaboradas 4 imagens sombreadas (Hillshade) de acordo com os azimutes de 180º, 360º, 315º e 45º. Os shapes de lineamentos foram extraídos separadamente em cada um dos raster mencionados. O mapa de lineamentos foi elaborado seguindo as propostas de diversos autores como Ricommini e Crósta (1988), Oliveira et al. (2009), Correa e Fônseca (2010). Ricommini e Crósta (1988) afirmam que em áreas com forte controle morfológico e relativamente acidentados a análise de lineamentos através das técnicas de sensoriamento remoto devem ser norteadas na abordagem dos aspectos morfológicos e suas decorrências estruturais e litológicas. Após os rasters sombreados terem sido gerados a partir da ferramenta Dem Surface, foi criado um shape de linhas para a extração dos lineamentos de modo analógico. Posteriormente, seguiu-se as sequências editor>options>units, direction type:north azimuth e direction units: radians e apply. Na tabela de atributos do shape de linhas foram criados dois campos direction e distance, e através do método split into COGO lines, os campos foram preenchidos com dados acerca da direção e distância dos lineamentos. Por fim, os valores foram exportados para o Microsoft Office Excel, onde foram convertidos em graus. Terminada essa fase foram inseridos esses valores no programa 72

Stereonet para a elaboração das rosetas e gráficos relacionados aos lineamentos. Salienta-se que o referido software permite criar rosetas tanto de 360º, quanto de 180º, além de proporcionar análise estatística em relação às direções predominantes e quantidade de lineamentos mapeados. O mapa de densidade de lineamentos foi elaborado utilizando o shape com todos os lineamentos anteriormente cartografados e o desdobramento da ferramenta Density inserida em Spatial Analyst Tools. Optou-se pela análise estatística denominada Line a partir de um círculo com área de 1000 metros quadrados.

5.4. Análise das Coberturas Superficiais

No âmbito das coberturas superficiais, os materiais coletados de diferentes depósitos previamente identificados foram expostos à análise granulométrica, datações por Luminescência Opticamente Estimulada e morfoscopia dos grãos de quartzo.

5.4.1. Análise Física (Granulometria)

Em relação à análise granulométrica, tal procedimento além de possibilitar a identificação da dimensão das partículas que constituem o material analisado, proporciona a compreensão das características dos ambientes responsáveis pelo transporte e deposição das coberturas superficiais. Em relação a depósitos fluviais, a análise granulométrica subsidia a interpretação acerca das possíveis características hidrológicas responsáveis pelo transporte do material e inferir as condições ambientais no qual os processos erosivos estavam submetidos. Por outro lado, sob a perspectiva estrutural, a alteração dos níveis de base em decorrência de atividades (neo) tectônicas pode ocasionar mudança na concavidade do perfil longitudinal de um rio e, consequentemente, nas características físicas do material transportado. A análise granulométrica foi realizada na Faculdade de Engenharia Agrícola (FEAGRI) da Universidade Estadual de Campinas (Unicamp) e contemplou a separação das amostras em frações de areia muito grossa, grossa, média e fina, além das frações de argila e silte. Os materiais para análise foram coletados nos altos terraços, baixos terraços e material correspondente ao recobrimento das superfícies de aplainamento de Rio Claro e Urucaia. Em campo, o material foi coletado em profundidades que variavam de 20 centímetros a 2 metros, onde se verificou descontinuidades deposicionais, além de discreta 73

remobilização por atividade antrópica. Após a coleta, o material foi armazenado em sacos plásticos onde receberam etiquetas com a identificação do local de coleta e profundidade em relação ao perfil analisado. Os resultados obtidos foram enquadrados em classes texturais de acordo com Soil Survey Manual (1993) (Figura 6).

Figura 6: Triângulo para classificação textural das amostras. Adaptado de USDA (1993)

Foram coletadas 19 amostras correspondentes a pontos espacialmente distribuídos pela bacia do Ribeirão Araquá. Dessas 19 amostras, 6 correspondem a altos terraços; 9 a baixos terraços; 2 a superfície Rio Claro e, por fim, 2 correspondentes a superfície Urucaia. Os aspectos físicos de sedimentos fluviais estão vinculados a condições ambientais e energéticas pretéritas responsáveis pelo transporte e deposição dos mesmos. Deste modo, condições ambientais, que proporcionaram um maior potencial erosivo no âmbito dos sistemas fluviais, tende a ser responsável pelo transporte e deposição de partículas maiores (areia grossa, média e fina), enquanto um menor potencial energético, de partículas menores (silte e argila). Neste contexto, a análise granulométrica das frações de argila, silte e areia dos depósitos espacializados pela bacia do Ribeirão Araquá podem subsidiar interpretações paleoclimáticas responsáveis pela dinâmica fluvial da área de estudos. Meurer et al. (2011) afirma que do ponto de vista geomorfológico, a textura e a coesividade dos sedimentos marginais influencia na geometria da seção transversal, na erodibilidade desta seção, e até mesmo na evolução do padrão de canal. Neste sentido, Bravard (1983 apud 74

Meurer, 2011) apontou para as relações existentes entre a granulometria dos sedimentos e o seu ambiente de deposição, chamando a atenção para a aplicabilidade da granulometria de sedimentos para diferentes áreas, dentro elas a geomorfologia. Neste contexto, busca-se através da técnica mencionada, a distinção de ambientes responsáveis pela deposição, bem como a interferência de atividades neotectônicas na evolução geomorfológica da área estudada.

5.4.2. Análise Morfoscópica

A morfoscopia possibilita entre outros aspectos inferir o agente transportador e a distância que o material foi transportado. A partir das características dos grãos analisados Tucker (1995) aponta que este estudo pode indicar controles litológicos, fábrica deposicional, além de possibilitar classificar os grãos quanto à forma. No caso da morfoscopia, a mesma foi realizada a partir da análise da fração de areia das coberturas superficiais sobrepostas as Superfícies Urucaia e Rio Claro, as quais foram coletadas em diferentes profundidades. Destaca-se que foi utilizada a metodologia propostas por Power (1982 apud Tucker, 1995), o qual avalia aspectos relacionados a esfericidade e circularidade de grãos.

5.5. Datação das coberturas superficiais por Luminescência Opticamente Estimulada (LOE)

De acordo com Storani e Perez Filho (2012), os métodos existentes na atualidade para análises e datação do material de origem dos solos (formações superficiais) permitem atribuir a períodos específicos da evolução da paisagem, a origem de determinadas condições conhecidas ou modeladas. Neste sentido, o aperfeiçoamento das técnicas de datações possibilita correlacionar a evolução geomorfológica com as mudanças ambientais ocorridas durante o Quaternário e, que foram responsáveis pela deposição dos sedimentos encontrados na paisagem. Correa et. al. (2002) aponta que a datação por LOE apresenta vantagens sobre outros métodos de datação absoluta por explorar uma propriedade inerente aos sólidos cristalinos, a luminescência. Neste sentido, os grãos de Quartzo e de Feldspato tem a capacidade de conservar o momento em que receberam a última radiação antes de serem recobertos por eventos deposicionais. De acordo com Sallun et. al. (2007), os métodos de 75

datações por luminescência têm demonstrado grandes potencialidades na datação de depósitos quaternários, pois alcançam idades muito mais antigas que o método do rádio-carbono. De acordo com Guedes et. al. (2011) por basear-se na luminescência de minerais comuns em sedimentos detríticos esse tipo de datação pode ser empregado na maioria dos depósitos arenosos. Sendo, portanto, de grande importância à utilização dessa técnica nos estudos geomorfológicos em áreas onde predominam litologias sedimentares, como é o caso da bacia do Ribeirão Araquá. A luminescência como, aborda Arruda (2008), refere-se ao fenômeno caracterizado pela emissão de luz a partir de um material isolante ou semicondutor quando o referido material absorve, previamente, energia de uma fonte de radiação externa. Portanto, a luminescência é uma propriedade física de materiais cristalinos ou vítreos, previamente submetidos a radiações ionizantes, de emitir luz em resposta a algum estímulo externo (SALLUN et. al., 2007). De acordo com Cordier (2010), a radiação vem de radionuclídeos que estão presentes no mineral e seu ambiente natural, principalmente urânio, tório, potássio e uma pequena proporção de partículas cósmicas. Para o autor (op cit.), eles conduzem à emissão de elétrons presos em defeitos da rede cristalina. No entanto, algumas das armadilhas são consideradas instáveis, o que significa que um elétron dentro não permanecerá preso durante toda a duração do enterro dos grãos de quartzo ou feldspato. Por outro lado, defeitos no interior de rede têm uma vida útil térmica superior. Estas "armadilhas profundas" (armadilhas estáveis associados com altos níveis de energia) podem ser adequadamente usadas para datações. Os métodos relacionados a essa propriedade se correlacionam com a Termoluminescência (TL) e a Luminescência (LOE) e Luminescência Estimulada por Raios Infravermelhos (LERI). No âmbito da TL e LOE, Guedes et. al. (2011) aponta que a intensidade da emissão de luz será proporcional à quantidade de radiação ionizante absorvida. Deste modo, Sallun et. al. (2007) aponta que as idades das amostras são calculadas segundo a equação:

푃 퐼 = 퐷퐴훾 + 퐷퐴훽 + 퐷퐴푟. 푐

Onde: I = Idade; P = Paleodose (G훾), que corresponde à energia total absorvida pelo cristal pela incidência de radiações ionizantes; 퐷퐴훾 + 퐷퐴훽 + 퐷퐴푟. 푐 = doses anuais (G훾/ano) relativas às radiações-훾, partículas-훽 e aos raios cósmicos respectivamente. As leituras de luminescência, segundo a autora (op. cit.), podem ser feitas por dois métodos distintos: de alíquota múltipla (MAR) e de alíquota única (SAR). De acordo com esses autores, o mais utilizado é o método MAR, onde as medições são feitas em cerca de 20 a 40 grãos minerais, nos quais são aplicadas diferentes doses de radiação. No entanto, os grãos podem ter sido expostos heterogeneamente à luz solar fazendo com que alguns grãos tenham sido zerados e outros não. Ao se realizar a normalização das medidas obtidas, a média sempre tende a ser maior do que a idade de última exposição solar. De acordo com Guedes et. al. (2011), no método SAR muitas medidas de luminescência são realizadas sobre grãos individuais de cada amostra coletada, o que permite a diminuição do erro nas medidas, além de identificar se o sinal de luminescência foi completamente zerado em todos os grãos. No entanto, como afirma Sallun et. al. (2007) muitas informações paleoambientais têm sido obtidas pelo uso simultâneo dos dois métodos. De modo geral, a LOE permite obter idades desde poucas dezenas de anos até cerca de 1,5 Ma e, atualmente, essa técnica de datação absoluta encontra-se bastante difundida no meio acadêmico nacional e internacional, devido a confiabilidade nos resultados. Sendo, portanto, a LOE uma importante ferramenta da datação das coberturas quaternárias (MARQUES NETO e PEREZ FILHO, 2012). No presente trabalho foram realizadas datações por LOE de 13 amostras coletadas em diferentes pontos dentro da bacia do Ribeirão Araquá. Os pontos de amostragem relacionam-se a altos terraços, baixos terraços e material que recobre as duas superfícies de aplainamento identificadas na área, Superfície de Rio Claro e Urucaia. Os materiais foram coletados a partir da inserção, na horizontal, de tubos de PVC de coloração escura (marrom), de aproximadamente 15 centímetros de diâmetro. Após esse procedimento, as extremidades dos tubos foram fechadas com caps, e os mesmos envolvidos em plásticos de cor preta para inviabilizar a contaminação da amostra com radiação solar. Finalmente, a amostra foi identificada com a nomenclatura referente ao ponto de coleta e simbolizado, com flecha, a extremidade que foi inserida no depósito. Salienta-se que esses procedimentos seguem as orientações do Dr. Silvio Luiz Miranda Brito, responsável pelo Laboratório de Datação. As idades foram obtidas através da aplicação do método SAR (Single-Aliquot Regenerative-Dose), o qual foi proposto por Murray & Wintle (2000). O referido método tem 77

sido utilizado em ampla bibliografia nacional e internacional, justificando, assim o seu uso nessa pesquisa.

7. Resultados e Discussões

Os resultados foram analisados a partir da importância de aspectos neoctectônicos e climáticos na gênese das coberturas superficiais da bacia estudada e, portanto, serão apresentados buscando demonstrar certa cronologia dos eventos que permeiam diferentes processos responsáveis pelo controle dos níveis de base. Cabe mencionar que a tabela completa com os dados referentes às análises sedimentológicas está presente no final desse volume como Apêndice I.

7.1. Níveis de aplainamento na bacia do Ribeirão Araquá

Na bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá foram identificados níveis topográficos correlacionados a diferentes Superfícies de Aplainamentos, ambas mencionadas por diversos autores (Mapa 5). Verificou-se a existência de níveis de aplainamento rebaixados em relação às cotas altimétricas abordadas pela literatura e, que provavelmente, decorre de ajustes estruturais vinculados a elaboração do “graben” de São Pedro (Oppenheim e Malamphy, 1936). A superfície mais elevada está localizada nas cotas altimétricas acima de 1000 metros, correlaciona à Superfície de Cristas Médias (Martonne, 1943) e nível planáltico A (Melo, 1995). Predominam litotipos associados à Formação Itaqueri e Latossolos vermelho- amarelo. Topograficamente mais rebaixado, foram identificadas formas de relevo que compõem a unidade denominada “Escarpas das Cuestas”, inserida nas cotas de 800 a 1000 metros de altitude. São identificados nessa unidade litotipos correspondentes às Formações Serra Geral e Botucatu e, segundo, IAC (1989), Neossolos Litólicos. Nas cotas altimétricas de 700 à 800 foi delimitada uma Superfície Intermediária, a qual provavelmente corresponde a interflúvios residuais associada a subsidência da Depressão de São Pedro (Oppenheim e Malamphy, 1936), bem como aos Altos Interflúvios de (Soares e Landim, 1976). Nesse nível topográfico há presença de Neossolos Litólicos (IAC, 1989), além de corresponder à primeira superfície elaborada na Formação Piramboia. 79

Mapa 5: Esboço Topomorfológico da Bacia do Ribeirão Araquá

A Superfície Urucaia (Penteado, 1976) foi identificada em cotas altimétricas de 600 metros de altitude e corresponde ao Nível Planáltico B de Melo (1995). Nesse trecho encontram-se coberturas superficiais vinculadas a Formação Santa Rita do Passa Quatro e Argissolos vermelho-amarelo. A Superfície Rio Claro (Penteado, 1976) está inserida nas cotas altimétricas de aproximadamente 500 à 600 metros, onde se verifica a predominância de litotipos da Formação Piramboia, assim como de Argissolos vermelho-Amarelo. Destaca-se que em relação a trabalhos anteriores, esse nível topográfico encontra-se cerca de 100 metros rebaixado; indicando, dentre outros aspectos, a influência estrutural do “graben” de São Pedro. Por fim, a superfície mais rebaixada foi denominada Superfície dos Baixos Terraços, o qual corresponde à evidência de uma recente fase de aplainamento localizada nas cotas inferiores a 500 metros de altitude. Essa unidade é caracterizada por coberturas superficiais sem horizonte B diagnóstico relacionado, basicamente à materiais de origem fluvial depositados durante o Holoceno Tardio.

7.2. Evidências de processos neotectônicos na bacia do Ribeirão Araquá

As evidências de controles litoestruturais da rede de drenagem da bacia do Ribeirão Araquá, foram identificadas a partir dos resultados dos índices morfométricos, formas e feições de relevo verificadas em campo, mapeamento dos lineamentos da bacia, bem como das idades vinculadas às coberturas presentes nos diferentes níveis de altos terraços. Sendo assim, os lineamentos regionais (Mapa 6) cartografados apontaram como preferenciais as orientações NE-SW, correspondentes a estruturas antigas que vinculam-se à gênese da Bacia Sedimentar do Paraná e do Cinturão Orogênico. Neste sentido, é possível que essas estruturas tenham sido reativadas durante eventos neotectônicos quaternários, como apontou Penteado (1968), Riccomini (1997) e Sousa (2001) e, portanto, é provável que as dinâmicas relacionadas aos altos estruturais, sobretudo o Alto Estrutural de Pitanga, exerçam influência significativa na organização da rede de drenagem da bacia do Araquá por meio de falhas de pequenos rejeitos. Importante mencionar que Riccomini (1997), na Serra de Itaqueri, identificou lineamentos vinculados a movimentos transcorrentes ocorridos pós-sedimentação das principais litologias da região e que apresentam a mesma orientação (NE-SW) apresentada por esse trabalho (Figura 8). 81

Mapa 6: Lineamentos Regionais 82

Figura 7: Gráfico de roseta indicando a orientação dos lineamentos regionais

Neste âmbito, quando analisados apenas os lineamentos presentes na bacia do Ribeirão Araquá (Mapa 7), observa-se a não existência de orientações preferenciais indicando a presença de estruturas correspondentes a diferentes trends e, possivelmente, vinculadas aos altos estruturais apontados por Sousa (2001) e a dinâmica neotectônica de Pinheiro (2014). Pinheiro (2014) aponta para dinâmicas de subsidência e soerguimentos na região da Serra de São Pedro e, sobretudo, no constante rebaixamento da Depressão de São Pedro (Oppenheim e Malanphy, 1936). A análise de lineamentos da bacia do Ribeirão Araquá indicou a sobreposição dos mesmos com trechos anômalos da rede de drenagem, como desvios abruptos e elbows, os quais podem apontar para trechos onde houve capturas de drenagem. Neste âmbito, observa- se que a maior frequência de lineamentos ocorre no quadrante 4 (Q4) e no quadrante 2 (Q2), correspondente a orientação aproximada de NNW-SSE (Figura 8). Sendo assim, é possível que os trends identificados na bacia do Ribeirão Araquá estejam associados aos falhamentos que controlam as drenagens regionais e que estão, sobremaneira, vinculadas à história tectônica da Bacia Sedimentar do Paraná, como mencionado anteriormente.

MAPA 7: MAPA DE LINEAMENTOS DA BACIA DO RIBEIRÃO ARAQUÁ

Figura 8: Direção dos Lineamentos

Legenda: a - Roseta indicando as orientações dos lineamentos na bacia do Ribeirão Araquá; b - histograma indicando as frequências (Elaboração: Souza e Perez Filho, 2015).

Destarte, é possível afirmar que os alinhamentos e anomalias de drenagem da bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá estão atrelados a aspectos estruturais locais e regionais possivelmente associados a diferentes pulsos, uma vez que a inexistência de orientações preferenciais aponta para a complexidade de processos estruturais, os quais assemelham-se ao sistema transcorrente demonstrado pelo diagrama de Riedel. Assim sendo, os lineamentos sugerem a existência de falhas secundárias e, consequentemente, a elaboração de formas compressivas na baixa bacia e na alta bacia, justificando a existência de acentuadas densidade de lineamentos e densidades em alguns setores da bacia, sobretudo, no baixo curso. Sendo assim, no Mapa 8 verifica-se áreas que se destacam pela alta densidade de lineamentos por Km². São elas: Alta bacia, Média bacia e no Córrego da Grama, margem esquerda do Ribeirão Araquá.

MAPA 8: DENSIDADE DE LINEAMENTOS NA BACIA DO RIBEIRÃO ARAQUÁ

Na alta bacia, a grande densidade de lineamentos reflete o significativo controle estrutural dessa parte da bacia, influenciando inclusive os valores de outros índices apresentados nesse trabalho. Na média bacia, o valor alto da densidade de lineamentos, também em correspondência com a densidade de drenagem e o Índice de Concentração de Rugosidade, reflete cruzamento de falhas e fraturas que, possivelmente, são consequência de reativações Quaternária das principais Zonas de Cisalhamentos regionais. Exemplo do exposto acima, o Córrego da Grama apresenta uma série de anomalias de drenagem concordante com os principais direcionamentos dos “feixes” de lineamentos impressos no relevo. Os valores expressivos nesse setor correspondem, sobremaneira, aos controles impostos pelas juntas de falhas também responsáveis pelo possível soerguimento e basculamento da margem esquerda da bacia do Ribeirão Araquá. Sendo assim, a partir da análise da densidade de drenagem (Mapa 9) foi possível atentar-se ao fato de que a baixa bacia apresenta valores altos da densidade (tons escuros de azul), mostrando correlação entre os dados provenientes de outros índices morfométricos e com os aspectos estruturais outrora apresentados e, portanto, apresenta interferência litoestrutural nos processos erosivos e, consequentemente, na gênese e espacialização das coberturas superficiais. Outrossim, densidade de drenagem também apresenta maior concentração na alta bacia, condizente com a escarpa da Serra de Itaqueri, ou seja, a imposição de fatores topográficos na elaboração do relevo da bacia e, como já mencionado, também dos aspectos litológicos e estruturais, sobretudo, quaternários. Como mostrado por Hiruma e Ponçano (1994), há uma relação significativa entre o contexto litoestrutural de uma área com a sua densidade de drenagem. Sendo assim, na bacia do Ribeirão Araquá os setores com densidade de drenagem significativa correlaciona-se com os principais trends mapeados, os quais foram possíveis de agrupar no mapa de densidade de lineamentos. 87

MAPA 9: DENSIDADE DE DRENAGEM NA BACIA DO RIBEIRÃO ARAQUÁ

Por outro lado, as densidades de lineamentos e de drenagem apontaram para setores com altos valores sobrepostos às principais anomalias de drenagem, como cotovelos vinculados a possíveis capturas de drenagem, trechos retilíneos, deslocamentos relacionados a movimentos transcorrentes dentre outras feições; indicando que a espacialização da rede de drenagem ocorreu de acordo mediante controles litoestruturais. O mesmo ocorre, no baixo curso do Ribeirão Araquá, nas proximidades do Rio Tucum, onde além da alta densidade de drenagem também se verifica trechos de rios retilíneos nas orientações NNW-SSE e importante soleira controlando a espacialização dos depósitos nesse trecho. Como mencionado, é possível que os aspectos mencionados correspondam a estruturas compressivas originadas a partir de movimentos transcorrentes sinistrais, sendo, portanto, relacionada ao sistema de falhas demonstrado por meio do diagrama de Riedel. No entanto, é importante mencionar que no baixo curso do Ribeirão Araquá a concentração dos valores da densidade de drenagem também podem estar sendo influenciados por erros existentes na GDEM ASTER, de modo que se verificam discordâncias em relação aos valores do alto curso, setor que deveria apresentar os maiores valores em decorrência da maior concentração de canais de primeira e segunda ordem. Em relação aos valores do índice da Relação Declividade-Extensão (RDE), no Ribeirão Araquá (Quadro 3) foi possível verificar valores associados a anomalias de primeira e segunda ordem. Sendo assim, na cota de 900 metros de altitude, o RDE acusou um valor de 4,68 vinculado tanto ao contato erosivo com o basalto da Formação Serra Geral, quanto à ruptura topográfica relacionada a Serra de São Pedro e, consequentemente ao limite das Zonas de Cuestas com a Depressão Periférica Paulista. Nas cotas altimétricas de 880-820 metros estão representados os maiores valores identificados neste rio e, apesar do aspecto topográfico mencionado acima, é importante salientar que nesse trecho também foram identificados lineamentos com orientações E-W possivelmente associados a um sistema de falhas transcorrentes, o qual é responsável pelo alinhamento topográfico dos flancos da Serra de Itaqueri, assim como pela presença de consecutivos desvios em “S” característicos de organizações do tipo shutter ridges que o Araquá realiza no alto curso. 89

Quadro 3: Valores da Relação Declividade-Extensão do Ribeirão Araquá

RDE Trecho/RDE Altitude ∆H ∆L L (trecho) L (total) RDE (trecho) RDE (total) (total) 960 20 250,92 222 222 17,69 104,64 0,17 940 20 734,73 952,22 1174,22 31,96 104,64 0,31 920 20 896,17 921,05 2095,27 46,76 104,64 0,45 900 20 89,31 89,66 2184,93 489,29 104,64 4,68 880 20 24,97 25,04 2209,97 1770,10 104,64 16,92 860 20 47,53 47,48 2257,45 949,91 104,64 9,08 840 20 37,76 37,81 2295,26 1215,71 104,64 11,62 820 20 43,15 42,94 2338,2 1083,75 104,64 10,36 800 20 73,95 84,68 2422,88 655,28 104,64 6,26 780 20 67,58 153,82 2576,7 762,56 104,64 7,29 760 20 86,41 238,35 2815,05 651,56 104,64 6,23 740 20 124,23 125,92 2940,97 473,47 104,64 4,52 720 20 167,15 189,68 3130,65 374,59 104,64 3,58 700 20 116,47 120,02 3250,67 558,20 104,64 5,33 680 20 239,06 363,65 3614,32 302,38 104,64 2,89 660 20 171,55 173,87 3788,19 441,64 104,64 4,22 640 20 447,69 584,08 4372,27 195,33 104,64 1,87 620 20 626,64 689,69 5061,96 161,56 104,64 1,54 600 20 697,82 821,74 5883,7 168,63 104,64 1,61 580 20 1137,64 1594,35 7478,05 131,47 104,64 1,26 560 20 995,61 1259,2 8737,25 175,52 104,64 1,68 540 20 2564,16 2851,22 11588,47 90,39 104,64 0,86 520 20 2706,81 3366,17 14954,64 110,50 104,64 1,06 500 20 4898,59 6249,71 21204,35 86,57 104,64 0,83 480 20 11351,53 17439,73 38644,08 68,09 104,64 0,65 90

Anomalias nos valores de primeira e segunda ordem também foram identificadas nas cotas de 800 a 660 metros e, possivelmente, esses valores estão relacionados aos controles litológicos correspondentes aos consecutivos derramamentos basálticos, ocorridos durante o Mesozóico. Sendo assim, as rupturas impressas nesse trecho do perfil longitudinal do Ribeirão Araquá, possivelmente correspondem a níveis de base temporários cujo controle ocorre por conta da imposição litológica do basalto. Bishop (1985) também identificou situação similar na Austrália, de modo que as anomalias de drenagens foram atribuídas ao contato entre diferentes litologias. As anomalias de drenagem identificadas na bacia do Ribeirão Araquá podem ser indicativas da contínua subsidência da Depressão de São Pedro, como mencionado por Pinheiro (2014), o que possibilitou o desenvolvimento de estruturas sem uma orientação preferencial, mas cujo controle regional ocorre em associação com o as diferentes zonas de cisalhamento: como a de Mogi-Guaçu e do Tietê, ambas correspondentes com os campos de tensões dos principais Alto Estruturais, sobretudo do Alto Estrutural de Pitanga. De acordo com Ambili e Narayama (2014), o perfil longitudinal de rios mostra atividades tectônicas através de sua morfologia geral e knickpoints em locais onde a mudança no gradiente do rio é rápida. No entanto, para Bishop et al. (2005), as rupturas no perfil longitudinal, também podem ser causadas por litologias mais resistente, um aumento na tensão de cisalhamento ou por soerguimentos, de modo que essas rupturas marcam o limite entre o steady state e o desajustamento da paisagem. Sendo assim, o perfil longitudinal do Ribeirão Araquá (Figura 9) apontou para a existência de knickpoints associados a anomalias negativas e positivas no perfil. Destacam-se os altos valores do RDE localizados na alta bacia, os quais se correlacionam às rupturas nesse trecho do rio. Verificou-se, que no alto curso o contato litológico também é responsável por algumas rupturas no perfil, indicando uma sobreposição do fator litológico sobre a espacialização da drenagem. Nas cotas altimétricas de 650 a 500 metros apesar do índice RDE não apontar para anomalias, verificou-se que o perfil longitudinal está desajustado em relação à linha de tendência, Possivelmente a concavidade verificada nesse trecho, está vinculada ao aumento do fluxo hídrico e, portanto, da competência erosiva decorrente da ruptura topográfica existente a montante. 91

Figura 9: Perfil Longitudinal do Ribeirão Araquá.

Elaboração: Souza e Perez Filho, 2015

Na média e baixa bacia não foram encontrados muitos valores anômalos, embora em alguns trechos o índice RDE se aproxima de números que pudessem indicar alguma anomalia. Entretanto, no perfil longitudinal a média e baixa bacia se encontram acima e abaixo da linha de tendência; e deste modo, embora o índice RDE não tenha mostrado anomalias de alguma ordem, a relativa retilinidade do perfil longitudinal e a discordância da linha de tendência são um indicativo de processos neotectônicos nesses setores da bacia. No setor correspondente a aproximadamente 20.000 metros de comprimento (cota altimétrica de 500 metros), verificou-se que o Ribeirão Araquá apresenta anomalia positiva embora o gradiente de declividade seja menor; sugerindo um sutil soerguimento desse setor corroborando com o escalonamento dos níveis de altos terraços, os quais tiveram materiais datados. Deste modo, é possível inferir que a alteração na dinâmica fluvial poderia ser responsável pela gênese dos terraços como consequência de ajustes no nível vinculadas à deformações neotectônicas, tendo em vista que aspectos similares são encontrados no Ribeirão Água Branca, afluente da margem esquerda da bacia estudada que também apresenta anomalia positiva em seu perfil e altos valores do índice RDE. No âmbito dos altos terraços mencionados, esses foram reconhecidos a partir da presença de linhas de cascalhos enterrados, sendo que os materiais para as análises sedimentológicas foram coletados acima e abaixo dos cascalhos, como mostrado no Quadro 4.

Quadro 4: Dados de coleta referente a altos terraços do Ribeirão Araquá

Unidade de Altitude Profundidade de Idade Textura relevo (metros) coleta (cm) 0-20 Arenoso Alto Terraço 480 59,550 ± 9,260 Franco-Arenosa 570 (AT1) 500 60,000 ± 7,715 Franco-Arenosa 0-20 Arenoso Alto Terraço 180 13,900 ± 940 Franco-Arenosa 530 (AT2) 220 35,000 ± 2,860 Franco-Arenosa

*Erro padrão do GPS é de 3,0 metros

Em relação aos terraços, estes foram encontrados em dois níveis na margem direita do Ribeirão Araquá, mais precisamente nos setores de médio-baixo curso a qual 93

encontram-se escalonados provavelmente em detrimento da reativação de antigas zonas de cisalhamento e, concomitantemente, do abatimento de blocos que formou a Depressão de São Pedro, mencionada desde a década de 1930 por Openheimer e Malamphy (1936). Deste modo, as datações das coberturas superficiais sobrepostos e sotopostos a linha de cascalheiras do primeiro nível de terraço (localizado cerca de 60 metros acima do curso principal) (Foto 3), apresentou idades correlacionadas ao Pleistoceno Superior, isto é 59,550 ± 9,260 A.P (Antes do Presente) para o material acima da cascalheira e 60,000 ± 7,715 A.P para os materiais localizados abaixo da cascalheira. Portanto, é coerente que no intervalo de tempo entre a deposição dos dois materiais, uma mudança na dinâmica hidrológica provavelmente pela neotectônica, foi responsável pelo primeiro registro de reorganização da drenagem durante o Quaternário e, consequentemente, pela gênese das cascalheiras durante o período exposto. Foto 2: Perfil do primeiro nível de alto terraço

Legenda: Ponto onde foram coletadas as amostras. Fonte: Autor (17/07/2014) 94

A hipótese de deformações neotectônicas durante o Pleistoceno Superior é corroborada com levantamentos paleoclimáticos realizados no âmbito do estado de São Paulo e do continente sulamericano (Scheel- Ybert et al, 2003; Lichte, 1991; Coltrinari, 1991; Thomas e Thorp, 1995; Thomas, 2008). Neste sentido, diversos trabalhos têm apontado para mudanças climáticas significativas na transição do Pleistoceno-Holoceno e flutuações durante o Quaternário. De acordo com Ortiz-Jaureguizar e Cladera (2006), durante o Pleistoceno predominaram condições ambientais quentes e úmidas, com alguns intervalos de relativa semiaridez, sendo que a partir do Pleistoceno Médio os autores afirmam que condições úmidas e quente, corroborando com dados granulométricos dos materiais coletado os quais apresentam textura Franco-Arenosa, indicando pouca energia no transporte e deposição das coberturas superficiais. A espessura da linha de cascalhos enterrados é outro fato que corrobora com a hipótese de ajustes tectônicos, uma vez que a espessura de aproximadamente 10 cm relaciona- se a um curto espaço de tempo de deposição, situação que deve ter ocorrido a partir de uma rápida reorganização da rede de drenagem e, em seguida, o reestabelecimento de condições anteriores à perturbação do sistema e, concomitantemente, o reentalhamento do vale. Além disso, na margem esquerda verificou-se cascalheiras em posição topográfica superior (cerca de 10 metros acima da margem direita), ratificando a hipótese de basculamento da bacia. Deste modo, os resultados obtidos a partir das análises morfométricas somadas às observações em campo, bem como as idades obtidas a partir das datações por LOE, possibilitam inferir desequilíbrios na bacia do Ribeirão Araquá durante o Pleistoceno Superior; o qual foi restabelecido e se manteve, ao que tudo indica, até 35,000 ± 2,860 A.P, período em que se elaborou o segundo nível de terraço a de 30 metros acima da atual lâmina d’água (Foto 3). A elaboração do segundo nível de terraço deve ter acontecido mediante a presença de condições ambientais quentes e úmida com baixa energia de transporte e sedimentação, como apontaram as análises granulométricas (Franco-Argilosa). No entanto, a partir do final do Pleistoceno, mudanças climáticas em nível global alteraram significativamente os sistemas ambientais, como apontado por diversos trabalhos (Ab’saber, 1992; Vanzolini, 1992; Salgado-Labouriau, 1994; Behling, 2002) e, que podem ter conduzido, no Ribeirão Araquá, à elaboração de linhas de cascalhos neste nível de alto terraço. A possibilidade de eventos climáticos terem sido responsáveis pelo ajuste hidrológico da bacia durante a transição Pleistoceno-Holoceno se alicerça nas idades obtidas, 95

isto é, 35,000 ± 2,860 A.P para os materiais subjacentes a linha de cascalho e 13,900 ± 940 para aqueles localizados acima, como mostrado na foto 2. Alinhada a essas idades, estudos de Rabassa e Clapertton (1990); Coltrinari (1991) e Rossetti et al. (2015) apontam para um esfriamento global concomitantemente como diminuição da umidade e diminuição do nível oceânico no Brasil.

Foto 3: Perfil do primeiro nível de alto terraço

Legenda: Ponto onde foram coletadas as amostras. A linha tracejada delimita a linha de cascalho enterrado. Fonte: Autor (17/07/2014).

Em relação ao Fator de Assimetria Topográfica Transversa (Quadro 5 e Figura 10), este índice apontou trechos do Ribeirão Araquá em que há significativa assimetria, sobretudo no alto curso onde os valores de “T” se aproximam de 1. Os valores obtidos sugerem controles litoestruturais, pois alinhados à disposição da rede de drenagem, também são verificados valores expressivos do índice RDE, significativas rupturas no perfil 96

longitudinal neste trecho do rio, variações litológicas e presença de lineamentos. Além disso, em campo foi possível constatar a presença de facetas triangulares no front da Serra de Itaqueri indicando possíveis reativações subatuais. Destaca-se que na Serra de São Pedro, Pinheiro (2014) também identificou a presença dessas feições, as quais foram relacionadas a eventos neotectônicos. Quadro 5: Valores de Fator de Assimetria Topográfica Transversa Cotas Setor da Bacia Da Dd Índice Altimétricas Hidrográfica 960 Alta 3,27 3,56 0,92 940 Alta 4,63 5,08 0,91 800 Alta 4,91 5,29 0,93 580 Alta 1,45 5,26 0,28 540 Alta-média 1,22 5,68 0,22 520 Alta-média 1,68 6,17 0,27 520 Alta-média 1,49 6,69 0,22 520 Alta-média 0,40 7,48 0,05 500 Média 0,16 6,34 0,02 500 Média 0,42 6,59 0,06 500 Média 0,56 6,85 0,08 500 Média 0,12 7,20 0,02 480 Média-baixa 0,49 7,27 0,07 480 Média-baixa 1,68 7,99 0,21 480 Média-baixa 2,07 7,67 0,27 480 Média-baixa 1,45 6,94 0,21 480 Baixa 0,92 5,59 0,16 480 Baixa 0,87 4,89 0,18 480 Baixa 1,19 4,12 0,29 480 Baixa 1,39 4,03 0,35 480 Baixa 1,84 4,35 0,42 480 Baixa 1,41 3,84 0,37 460 Baixa 0,43 2,57 0,17 460 Baixa 0,57 1,50 0,38 Legenda: Em vermelho – setores assimétricos; em verde – setores simétricos; em azul – pouco assimétrico. (Organização: Souza e Perez Filho, 2015)

Os valores em azul foram classificados como sendo representativos de trechos com pouca assimetria e localizam-se nos setores de transição alta-baixa bacia; média-baixa bacia, além de toda a baixa bacia. De certo modo, os valores obtidos pelo índice se correlacionam aos do RDE, bem como ao perfil longitudinal, de modo que em todos os casos não se verificou valores e formas que representassem possíveis anomalias na rede de drenagem. 97

Em relação aos valores em verde, esses representam trechos que não apresentaram assimetria na rede de drenagem. Localizados na média bacia é possível que os mesmos estejam encaixados em uma falha de direção N-S, o qual é responsável pelo controle do Ribeirão Araquá nessa porção e pela manutenção da simetria desse trecho do rio, indicando, portanto, importante influência estrutural.

Figura 10: Espacialização do índice FSTT no vale do Ribeirão Araquá

No trecho de confluência com o Araquá, próximo aos 6000 metros de comprimento, o Água Branca também apresenta anomalia positiva em seu perfil, inclusive apresentando valores significativos do índice RDE. Cabe salientar que foi identificada uma correlação com as Zonas de Cisalhamentos localizadas regionalmente; inclusive influenciando alguns dos afluentes do Ribeirão Araquá, com um padrão de lineamento E-W, sobretudo os curso da margem direita (que descem a Serra de São Pedro), como observado por Penteado (1968) e Sousa (2002). Neste sentido, o Ribeirão Água Branca, afluente da margem esquerda, apresentou valores que podem ser associados a anomalias de segunda ordem (valores de 2 a 10), como é possível observar no Quadro 6. De acordo com os resultados, a alta bacia apresenta setores com valores anômalos (cota altimétrica de 940 metros) que podem estar relacionados a um sistema de falhas normais ou inversas responsáveis por uma superfície mais ampla na cabeceira de drenagem. Salienta-se que os valores de RDE do Ribeirão Araquá não apresentaram anomalia em comparação com a mesma cota altimétrica, o que sugere duas hipóteses. 98

Quadro 6: Valores da Relação Declividade-Extensão do Ribeirão Água Branca

RDE RDE trecho/RDE Altitude ∆H ∆L L (trecho) L (total) RDE total (trecho) (total) 980 20 216,6 219,3 219,3 20,3 99,5 0,2 960 20 87,0 83,4 302,8 69,6 99,5 0,7 940 20 37,7 36,7 339,5 180,0 99,5 1,8 920 20 67,3 67,4 406,8 120,9 99,5 1,2 900 20 73,1 74,1 480,9 131,7 99,5 1,3 880 20 22,6 23,3 504,2 446,0 99,5 4,5 860 20 27,3 29,4 533,6 391,2 99,5 3,9 840 20 41,8 42,4 576,0 275,5 99,5 2,8 820 20 81,7 85,7 661,7 162,1 99,5 1,6 800 20 87,0 87,7 749,5 172,4 99,5 1,7 780 20 63,8 69,3 818,7 256,5 99,5 2,6 760 20 84,6 85,3 904,1 213,7 99,5 2,1 740 20 105,4 108,6 1012,7 192,2 99,5 1,9 720 20 191,0 219,8 1232,5 129,0 99,5 1,3 700 20 139,4 143,3 1375,8 197,3 99,5 2,0 680 20 277,0 302,8 1678,6 121,2 99,5 1,2 660 20 414,6 488,5 2167,1 104,5 99,5 1,1 640 20 611,8 713,6 2880,7 94,2 99,5 0,9 620 20 213,1 253,9 3134,6 294,2 99,5 3,0 600 20 603,4 743,2 3877,7 128,5 99,5 1,3 580 20 490,0 644,7 4522,4 184,6 99,5 1,9 560 20 660,3 1072,0 5594,4 169,4 99,5 1,7 540 20 1992,5 2169,8 7764,2 77,9 99,5 0,8 520 20 2044,5 2550,0 10314,3 100,9 99,5 1,0 500 20 4013,5 4257,6 14571,8 72,6 99,5 0,7 99

No primeiro caso é possível que esses sistemas de falhas tenham idades de reativação distintas. Outra hipótese refere-se ao fato de que ambas podem fazer parte do mesmo conjunto de falhas e fraturas, mas do ponto de vista hierárquico a anomalia do Ribeirão Água Branca represente uma falha secundária, no âmbito do binário principal que pode ter orientação aproximada de NNW-SSE, sugerindo uma proximidade com o modelo de evolução tectônica de Riedel. Em ambos os casos, verifica-se forte influência estrutural nesse trecho da bacia, que pode ter maior importância em relação ao contato entre diferentes rochas. O maior valor anômalo apresentado deste índice para o Ribeirão Água Branca é correspondente à cota altimétrica de 880-840 metros, o qual está vinculado ao setor em que o curso desce a escarpa da Serra de Itaqueri dissecando diferentes litologias. Deste modo, o rio apresenta nesse trecho retilinidade do seu canal que, provavelmente, está associado a fatores topográficos e litoestruturais. Do mesmo modo, os valores correspondentes às cotas de 860, 840, 820, 800, 780, 760, 740 e 700 metros de altitude apresentam rupturas no perfil longitudinal, as quais se sobrepõem a intersecção de lineamentos topográficos de orientação aproximada de NNW- SSE e E-O. Deste modo, os valores anômalos, bem como as rupturas no perfil longitudinal sinalizam para possíveis controles neotectônicos na disposição desse trecho do rio analisado. As cotas de 620 e 580 metros, também apresentaram anomalias de primeira ordem (3.0 e 1.9 respectivamente) que estão relacionadas aos desvios abruptos da drenagem, vinculados possivelmente a movimentos transcorrentes associados ao conjunto de falhamentos acima descritos. O perfil longitudinal do Ribeirão Água Branca (Figura 11) possui diversas rupturas relacionadas a controles estruturais e contatos entre litologias distintas, sobretudo entre os basaltos da Formação Serra Geral e arenitos das diferentes Formações. Deste modo, observa-se que na alta bacia o perfil mostra-se desajustado em relação à linha de tendência; ratificando, sobremaneira, os valores de RDE apresentados na tabela. O contato entre as Fm. Itaqueri e Fm. Serra Geral estão marcados pelos altos valores de RDE, como é possível observar (linha verde), o que denota que além do controle estrutural, e da declividade acentuada também há influência significativa das características litológicas. Na cota de 620 metros, onde se verificou valores altos, o perfil longitudinal apresenta significativa ruptura, mas como nesse trecho não há contato entre rochas diferentes, acredita-se que predomine a ação de falhas controlando esse setor da drenagem. 100

Figura 11: Perfil Longitudinal do Ribeirão Água Branca. Elaboração: Souza e Perez Filho, 2015

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Como abordado, no controle da espacialização da rede de drenagem da bacia do Ribeirão Araquá é possível que coexistam aspectos litológicos e estruturais, os quais estão evidentes nas diversas formas e feições geomorfológicas. Neste sentido, a disposição espacial dos rios possibilitam dinâmicas erosivas distintas em cada setor da bacia e, que dentre outras consequências, pode ser responsável pela elaboração de níveis de terraços. Sendo assim, buscou-se avaliar, através do índice Fator de Assimetria de Bacia de Drenagem (FABD), o possível deslocamento lateral do rio principal. O valor obtido apontou basculamento para a margem direita, tendo como parâmetro o valor de 36,7 que, segundo Salamuni et. al. (2004), refere-se a um provável basculamento da margem esquerda. Importante mencionar que Furquim (2000) e Pinheiro (2014) apontaram para abatimentos de blocos, soerguimentos e subsidências na bacia e adjacências; portanto, é possível que esses eventos estruturais tenham condicionado a migração do curso principal para a sua margem direita, próximo aos pedimentos e da escarpa da Serra de São Pedro. Destaca-se também, que foi possível verificar em campo que os altos terraços da margem esquerda, localizado a 594 metros de altitude, se encontram em posição topográfica superior aos da margem direita (570 metros de altitude) que em conjunto com a presença de relevos acentuados (651-700 metros de altitude) na margem esquerda, corrobora com a hipótese aventada. Através de análises de imagens do satélite Landsat 8 e mapa do mapa de declividade, observou-se que os valores de assimetria para a média bacia correspondem ao setor em que há grande dissecação dos pedimentos, localizados a 500-600 metros de altitude nas proximidades da escarpa da Zona de Cuestas, margem direita do Araquá. Deste modo, embora nesse trecho o Ribeirão Araquá apresente certa simetria no seu vale, é possível que uma reativação da falha de direção N-S seja responsável pelo controle do rio e, consequentemente, dos processos erosivos vinculados à dissecação dessas formas geomorfológicas (Figura 12).

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Figura 12: Formas e feições geomorfológicas na bacia do Ribeirão Araquá

Serra de São Pedro Serra de Itaqueri Colinas Residuais Vales em “V” e feições erosivas

A B

Legenda: A) Pedimento dissecado nas proximidades da Serra de São Pedro. B) colinas residuais na margem esquerda da bacia, limite entre a bacia do Ribeirão Araquá e da bacia do rio Corumbataí. Fonte: Trabalho de Campo (2015).

Nas fotos acima é possível visualizar setores da bacia que apresentam formas e feições associadas a uma retomada erosiva (Foto 13A) e de possíveis testemunhos de superfícies anteriores ao abatimento de blocos mencionado (Foto 13B). No primeiro caso, a foto demonstra os setores de pedimentos dissecados no front da Serra de São Pedro, setor esse que também apresenta feições relacionadas a processos de erosão linear (Voçorocas). No segundo caso, os relevos acentuados correspondem aos interflúvios limítrofes entre as bacias do Ribeirão Araquá e do Rio Corumbataí, que apresentaram valores do ICR significativamente altos, possivelmente resultantes de reorganizações da rede de drenagem em decorrência de ajustes estruturais na área. O Índice de Concentração de Rugosidade (Mapa 10) possibilitou identificar que os maiores valores estão localizados na margem direita da bacia, apontando para processos erosivos mais acentuados nessa porção da bacia, os quais são responsáveis pela dissecação dos pedimentos e, associados aos Neossolos Quartazrênicos, também pelo desenvolvimento de voçorocas. Além disso, corrobora com a hipótese de migração lateral do curso principal como consequência de possíveis basculamentos da bacia.

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MAPA 10: ESPACIALIZAÇÃO DO ÍNDICE DE CONCENTRAÇÃO DE RUGOSIDADE

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Por outro lado, os baixos valores encontrados na margem esquerda, possivelmente, estão associados à preservação de Argissolos vermelho-amarelo, correlacionados às superfícies de aplainamento neogênicas. Do mesmo modo, nas proximidades da confluência com o Rio Piracicaba observou-se valores do índice pouco expressivo (0-0,01), mas a montante desse setor um limite praticamente abrupto entre “níveis de dissecamento” suscitou questionamentos quanto ao papel de condicionamentos estruturais, uma vez que neste setor da bacia, o mapa de lineamentos mostrou uma possível falha de direção E-O. De modo geral, é possível que a espacialização da rede de drenagem da bacia do Ribeirão Araquá esteja relacionada a importantes ajustes neotectônicos os quais vinculam-se a evolução da Depressão de São Pedro (Oppenheim e Malamphy, 1936), bem como aos abatimentos de blocos durante o Pleistoceno, e que provavelmente serviu como assoalho para a deposição das coberturas associadas aos períodos de aplainamento generalizados ocorridos no Quaternário Superior, como será demonstrado adiante.

7.2. Oscilações Climáticas e Superfícies Quaternárias na bacia do Ribeirão Araquá.

Mudanças climáticas quaternárias são reconhecidas em grande parte do território brasileiro como responsáveis pela dinâmica ecológica em diferentes níveis escalares (tempo e espaço). Além disso, foram responsáveis pela elaboração de formas e feições geomorfológicas, como o desenvolvimento de superfícies de aplainamento e elaboração de níveis de terraços. Na bacia hidrográfica do Ribeirão Araquá foram analisadas coberturas superficiais de diferentes níveis topográficos o que possibilitou a compreensão da importância de eventos climáticos na conformação do relevo e da paisagem da área estudada, sobretudo, quanto a elaboração de baixos terraços. Neste âmbito, os mesmos foram identificados como formas de relevo localizadas a 3-4 metros acima do nível atual do curso fluvial. Os baixos terraços têm suas dinâmicas associadas às recentes reorganizações dos cursos fluviais e por isso se constitui como um importante objeto de análise geomorfológica. No âmbito das superfícies de aplainamento foram identificadas e analisadas coberturas superficiais em diferentes níveis topográficos, correlacionadas àquelas estudadas por Ab’Saber (1949) e Penteado (1976). Para esses autores as superfícies mencionadas foram 105

elaboradas durante o Quaternário por processos de aplainamento generalizado ocorrido no sudeste brasileiro. No entanto, destaca-se que Superfície Rio Claro foi identificada, a priori, na bacia do rio Corumbataí que abarca o município homônimo e possui idade mais recente do que a superfície Urucaia, ambas denominadas superfícies Neogênicas por diversos autores (Foto 4).

Foto 4: Localização e perfil onde foram coletadas as amostras relacionadas à Superfície Urucaia.

Superfície Cristas Médias

Superfície Urucaia

Legenda: Na primeira imagem (superior-esquerda), talude onde foi analisado o perfil (direita); na imagem do canto inferior esquerdo, vista geral do relevo de cuestas, no fundo, e em primeiro plano, superfície correspondente a Urucaia. (Fonte: Trabalho de campo, (17/07/2014).

Em uma primeira análise a delimitação dessas superfícies a partir de cotas altimétricas mostrou-se discordante de parte da bibliografia consultada, uma vez que, a exemplo da Superfície Urucaia onde é correlacionada aos topos de interflúvios situados a cota 106

aproximadamente de 700 metros, a análise sedimentológica possibilitou identifica-la na bacia do Ribeirão Araquá à cota de 600 metros, mostrando relativo desnível topográfico em relação à bacia adjacente. Provavelmente, a topografia mais rebaixada das superfícies em comparação a bacia do Rio Corumbataí está relacionado à presença de significativo controle estrutural, como mostrado anteriormente, além da continua subsidência da área como verificou Pinheiro (2014). De qualquer modo, verifica-se que os materiais que recobrem a Superfície de Urucaia situaram-nos na transição Pleistoceno-Holoceno (Quadro 7) e que a partir de análises morfoscópicas (Figura 14) foi possível verificar grãos de quartzo subesféricos, subalongados e alongados com predominância do grau de arredondamento subangular a angular.

Quadro 7: Datações e granulometrias das coberturas superficiais sobrepostas à superfícies de Aplainamento Urucaia

Profundidade Unidade Altitude de coleta no Idade Textura de relevo (coleta) perfil (cm) Superfície 0-20 Areia-Franca 600 metros Urucaia 50 12,300 ± 2,370 Areia-Franca *Erro padrão do GPS é de 3,0 metros

Deste modo, o grau de arredondamento do material analisado aponta para a predominância de processos eólicos e fluviais, evidenciando assim, ambientes de transição de semi-umido para úmido. Importante mencionar, que as informações obtidas a partir das análises granulométricas apontam para a predominância da fração de areia que pode indicar fluxos energéticos relativamente maiores no transporte sedimentar e, que estariam associados a evolução “horizontal” da paisagem.

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Figura 13: Amostras de coberturas superficiais analisadas

Legenda: A e B: materiais coletados na profundidade de 0-20 cm. C e D: materiais coletados na profundidade de 100 cm.

Em relação a esse aspecto, Dias e Peres Filho (2014) ao analisarem as coberturas na bacia do Rio Corumbataí, apontaram que a deposição na Superfície Urucaia ocorreu em ambiente fluvial, tendo em vista a predominância de frações de areia e, portanto, os dados coletados na bacia do Ribeirão Araquá apontam para a mesma dinâmica observada em áreas adjacentes, indicando a generalização de eventos climáticos na Depressão Periférica Paulista. De acordo com Coltrinari (1991), alguns estudos afirmam que durante o intervalo de 14 a 12 mil anos, no continente sulamericano ocorreu aumento da umidade. Em contraponto, Scheel-Ybert et al. (2003), afirmaram que no norte da América do Sul o clima foi mais frio e seco antes de 10.000 anos A.P, inclusive propiciando a expansão do ecossistema Cerrado, e que a características úmidas similares ao presente ocorreram no intervalo de 10.000-8.000 anos A.P. Ortiz-Jaureguizar e Cladera, também indicam que durante o Pleistoceno predominaram condições ambientais frias e quentes e que no Pleistoceno Superior a um aumento da umidade conduzindo a expansão de plantas do tipo C4. Neste âmbito, os resultados obtidos através das análises sedimentológicas e datações absolutas corroboram com as informações apontadas por diversos autores e indicam 108

diminuição da umidade na área estudada quando da deposição do material de origem de algumas das coberturas pedológicas presentes nesse setor da bacia. Em relação à Superfície de Rio Claro (Foto 5), esta foi identificada na cota altimétricas de 567 metros aproximadamente, ou seja, topograficamente mais rebaixada em relação às proposições das bibliografias consultadas, onde apontaram para a sua localização generalizada nas cotas de 630-600 metros (Penteado, 1976). Assim como em relação à superfície anterior, é possível que essa posição topográfica mais rebaixada esteja relacionada aos eventos responsáveis pelo abatimento de blocos durante o Pleistoceno, portanto, anterior ao período de deposição das coberturas superficiais sobrejacentes. Essa constatação se apoia no fato de que em campo não foram observadas descontinuidades e deformações nessas coberturas. Porém, não se descarta a hipótese de ocorrência simultânea desses processos.

Foto 5: Perfil onde foram coletadas as amostras relacionadas à Superfície Rio Claro

Fonte: Trabalho de campo (17/07/2014).

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As idades obtidas pela datação absoluta, mostraram que a última exposição dos grãos de quartzo à radiação solar ocorreu no Holoceno (Quadro 8) e, provavelmente, está vinculado a flutuações climáticas ocorridas nesse período, como apontado por Scheel-Ybert et al. (2003). O trabalho supracitado, mostra que entre 8.000 – 5.500 predominavam características climáticas quentes e úmidas, similares ao presente onde possibilitou o estabelecimento da Floresta Semidecidual.

Quadro 8: Datações e granulometrias das coberturas superficiais sobrepostas à Superfície de Aplainamento Rio Claro.

Profundidade Unidade Altitude de coleta no Idade Textura de relevo (coleta) perfil (cm) Superfície 0-20 Franco-Arenosa 567 metros Rio Claro 50 8100 ± 820 Franco-Arenosa *Erro padrão do GPS é de 3,0 metros

No entanto, Rabassa e Clapperton (1990) indicaram pelo menos dois avanços de geleiras na América do Sul entre 8,6 e 8,2 mil anos, o que pode ter contribuído para a existência de possíveis períodos secos. Na bacia do Ribeirão Araquá as coberturas superficiais com textura Franco-Arenosa indicam condições ambientais relativamente energéticas durante o transporte e deposição desse material; sendo assim, os eventos climáticos associados ao avanço das geleiras no continente não devem ter influenciado significativamente no contexto da área estudada, fazendo com que predominasse condições mais úmidas. As análises morfoscópicas dessas coberturas (Figura 15) possibilitaram identificar grãos de quartzo que variam de subesférico a esférico e com grau de arredondamento tendendo ao formato arredondado. Deste modo, os resultados corroboram e enfatizam a predominância de umidade e, consequentemente, de transporte fluvial e lacustre desses sedimentos. Cabe mencionar, que Dias e Perez Filho (2014) identificaram que a deposição do material situado sobre a Superfície de Rio Claro foi depositado em ambiente flúvio-lacustre e, portanto, colabora com as proposições aventadas embora as características granulométricas não apresentem quantidades significativas de argila. 110

Figura 14: Amostras das coberturas superficiais analisadas.

Legenda: A e B: Materiais coletados na profundidade de 90 cm. C e D: Materiais coletados na profundidade de 0-20 cm.

Sendo assim, é possível afirmar que a delimitação das superfícies de aplainamento neogênicas na área de estudos, apenas por níveis topográficos, se constituiu em uma metodologia ineficiente, tendo em vista a complexidade de processos que ocorreram e ocorrem até o presente, sobretudo aqueles vinculados às dinâmicas estruturais relacionadas a reativações das principais zonas de cisalhamentos regionais. Neste aspecto, além das superfícies mencionadas, verificou-se a possibilidade da existência de um nível de aplainamento mais recente, vinculado aos baixos terraços espacializados na bacia do Ribeirão Araquá e que pode estar associado a oscilações climáticas ocorridas no Holoceno Tardio. Sendo assim, as coberturas sobrepostas aos terraços apresentam características físicas muito similares, como aponta o Quadro 9, e estão localizadas a cerca de 4 metros acima da lâmina d’água.

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Quadro 9: Dados de coleta referente a baixos terraços e aluviões recentes do Ribeirão Araquá Profundidade Unidade de Altitude Altitude de coleta no Idade Textura relevo do rio perfil (cm) 1º Baixo 0-10 Arenoso 4 490 Terraço 9,850 ± 91 metros metros 60 Arenoso (BT1) 1,120 2º Baixo 40 1,300 ± 185 Arenoso 4 479 Terraço 81 metros metros 70 2,780 ± 410 Arenoso (BT2) 3º Baixo Franco Areno- 4 479 40 720 ± 100 Terraço Argiloso 81 metros metros (BT3) 80 1481 ± 215 Franco-Argilosa 0-20 Arenoso Aluvião 496 492 70 300 ± 50 Arenoso Recente (AL) metros metros 110 610 ± 135 Areia-Franca *Erro padrão do GPS é de 3,0 metros

O primeiro nível de baixo terraço (Foto 6), apresentou idades que correspondem, a priori, ao final do período glacial conhecido como Würm-Wisconsin (Salgado- Labouriau,1991). Thomas e Thorp (1995) e Schell-Ybert (2003) apontam para uma fase seca no sudeste do estado de São Paulo e aridez com intervalo frio em muitas áreas, por volta de 11.000 anos A.P e posterior, umidificação do clima a partir de 10.500 anos A.P, período este que marca a transição Pleistoceno/Holoceno. Importante mencionar que Castro et al. (2013) e Cohen et al. (2014) também identificaram climas relativamente mais secos na região amazônica e, portanto, corroborando com as evidências de clima menos úmido na região da área estudada. Destaca-se que a textura arenosa sobreposta à Superfície de Rio Claro endossa a hipótese de condições menos úmidas quando houve a deposição e elaboração do nível de terraço mencionado.

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Foto 6: Perfil onde foi coletado amostra de baixo terraço.

Fonte: Trabalho de campo (17/07/2014).

Posteriormente a essa fase de aplainamento generalizado, o entalhe do vale do Ribeirão Araquá e a elaboração de nova planície de inundação se estendeu até próximo dos 3000 anos A.P. Interessante observar que Silva (2014) identificou a partir das características de palinomorfos e sedimentos, a ocorrência de 4 eventos relacionados a oscilações do nível relativo do mar e, que possivelmente alterou os níveis de base também em ambientes continentais. Sendo assim, a autora aponta que a sedimentação da planície de inundação do Ribeira de Iguape, no litoral sul do estado de São Paulo, teve seu início antes de 7300 anos A.P, período este que corresponde a uma primeira transgressão marinha no Holoceno. Do mesmo modo, por volta de 7200 e 6430 ocorre uma rápida regressão do NRM seguida pelo início da segunda e mais duradoura fase de transgressão marinha, onde o pico aconteceu antes de 5124 anos A.P e, por fim, aproximadamente em 3200 anos A.P o ambiente já apresentava carcterísticas pantanosas. No segundo nível de terraço (Foto 7), foram coletados materiais para datações em duas profundidades diferentes (40 e 70 centímetros), tendo em vista que não foram reconhecidas descontinuidades bem definidas, isto é, a transição entre camadas ocorre gradualmente, diferente do baixo terraço anteriormente descrito. 113

Foto 7: Perfil onde foram coletadas amostras

Legenda: Na primeira foto (esquerda) tem-se uma vista geral de onde foram coletados os materiais. Na segunda, perfil de baixo terraço e/ou aluvião recente. Fonte: Trabalho de campo (17/07/2014).

O perfil apresenta características sedimentológicas que se assemelham a aluviões recentes observados em campo, ou seja, material bastante friável, sem estrutura e com granulometria grossa confirmada com a análise física. As idades obtidas através das datações por LOE indicam que há aproximadamente 3000 anos A.P (2,780 ± 410) pode ter ocorrido uma nova fase de menor umidade no clima, ocasionando a interrupção do entalhe fluvial e conduzindo à predominância da evolução horizontal da paisagem, marcada por condições de transporte sedimentar mais energéticas, tendo em vista a classificação granulométrica arenosa. O aspecto climático mencionado é corroborado com as proposições de Scheel- Ybert et al. (2003), o qual aponta que ambientes mais secos foram responsáveis pelo desenvolvimento de turfeiras em São Paulo e Minas Gerais. Além disso, Storani e Perez Filho (2012; 2015) identificaram níveis de baixos terraços da bacia do rio Mogi Guaçu em situação bastante similar, ou seja, em posição topográfica e com idades muito próximas que, segundo os autores, representam uma fase de menor umidade no ambiente. 114

Essa condição climática e de estabilidade da paisagem deve ter perdurando até próximo dos 1400 anos A.P, onde há um aumento da umidade proporcionando o abandono da antiga planície de inundação e início de um novo entalhe e, consequentemente, deposição dos materiais que viriam a compor um novo nível de baixo terraço. Neste sentido, em um ponto próximo ao anterior, também foram coletados materiais com idades muito próximas em relação ao baixo terraço anteriormente descrito (720 ± 100 na camada superior e 1481 ± 215 na camada inferior). O referido perfil (Foto 8) apresenta granulometria Franco-Argilosa na camada inferior e Franco Areno-Argilosa na camada superior, indicando uma diminuição da energia de transporte sedimentar, fato esse que pode estar associado ao aumento da umidade.

Foto 8:Perfil onde foram coletadas amostras

Legenda: Na primeira imagem (esquerda), contexto espacial do baixo terraço. Na segunda, perfil analisado. Fonte: Trabalho de campo (17/07/2014).

Pessenda et al. (2010), apontam para flutuações climáticas ocorridas durante o último milênio. De acordo com os autores, na Lagoa Grande localizada no Parque Estadual Turístico do Alto Ribeira (PETAR) foram identificados pólens de espécies vegetais 115

relacionadas tanto a ambientes mais úmidos quanto a ambientes menos úmidos indicando possíveis flutuações climáticas, as quais influenciaram inclusive no regime erosivo. No entanto, apesar de evidências do aporte climático na deposição das coberturas superficiais que constituem o terceiro nível de baixo terraço, na área também se verifica um forte controle estrutural possivelmente vinculado à presença de soleiras influenciando no aporte sedimentar. Observou-se que esse trecho do Ribeirão Araquá se encontra encaixado e juntamente com afloramento litológico, apresenta pequenas corredeiras (Foto 9).

Foto 9: Corredeiras presentes no médio curso do Ribeirão Araquá

Legenda: Área localizada à montante de onde foram coletadas amostras. Fonte: Trabalho de Campo (24/11/2015)

Deste modo, é possível que durante a deposição dos mesmos nesse nível de baixo terraço tenham coexistido processos vinculados às oscilações climáticas no Holoceno Tardio e a controles litoestruturais. Nesse sentido, provavelmente os processos mencionados tenham conduzido a uma reorganização do sistema fluvial e, consequentemente, a deposição dos aluviões recentes por volta dos 640 anos A.P. Nesta perspectiva, os aluviões recentes (AL) analisados (Fotos 10) apresentaram idades variando de 600 a 300 anos A.P, os quais vinculam-se ao último ajuste do sistema fluvial. Dias e Perez Filho (2015) e Storani e Perez Filho (2015) identificaram na bacia do Rio Corumbataí e na do Rio Mogi Mirim coberturas superficiais com idades muito próximas, 116

associadas, segundo os autores a um período mais seco e, portanto, permitindo relacionar os ajustes encontrados na bacia do Ribeirão Araquá a eventos em âmbito regional.

Foto 10: Perfil onde foram coletadas as amostras de aluviões recentes.

Fonte: Trabalho de campo (17/07/2014)

É possível observar na foto acima, que o perfil analisado possui diversas camadas delgadas de argila, as quais provavelmente se associam às alternâncias de estações, ou seja, variações pluviométricas relacionadas à dinâmica climática em um curto espaço de tempo. Cabe mencionar, que no intervalo de tempo identificado através das datações por LOE, no continente europeu é conhecida a Pequena Idade do Gelo (Little Ice Age), a qual ocorreu dentro do intervalo de 550-200 anos A.P e, deste modo, é possível que a existência de períodos mais secos estejam relacionados a esse evento, como abordado por Pessenda et al.(2010). Sendo assim, verifica-se que a elaboração dos diferentes níveis de baixos terraços possivelmente vincula-se a flutuações climáticas de curta duração, mas que tiveram, 117

sobretudo, importância significativa no desenvolvimento geomorfológico da paisagem na área de estudos através de ajustes da rede de drenagem, assim como da possibilidade de elaboração de diferentes superfícies de aplainamentos Quaternárias. De modo geral, do ponto de vista geomorfológico é possível delinear diferentes superfícies na bacia do Ribeirão Araquá, as quais a gênese está relacionada à dinâmica tectônica e climática ocorrida durante o Quaternário. A superfície mais baixa está localizada nas cotas de 450-500 metros de altitude, vinculadas aos baixos terraços, associa-se também aos baixos níveis de Penteado (1976) e níveis 6 e 7 que Modenesi (1974) identificado na região de Salto e Itu, municípios do estado de São Paulo. Nas cotas de 500 a 550 metros foi identificado um patamar topográfico possivelmente relacionado à Superfície Rio Claro, rebaixada em relação à bacia do Rio Corumbataí que apresenta interflúvios com topos convexos e declividade máxima de 12%. Nas cotas que variam de 550 a 650 estão localizados os pedimentos, cujos topos correspondem a Superfície Urucaia, de idade Neogênica. Foi delineado um nível correlativo a Superfície Intermediária de Penteado (1976) nas cotas de 650 a 750 metros de altitude. Os contrafortes das Cuestas Basálticas estão delineados nas cotas de 750-800, constituindo-se como uma segunda superfície intermediária. E por fim, a Superfície de Cristas Médias (Martonne, 1943) localiza-se nas cotas a partir de 800 metros de altitude.

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8. Considerações Finais

A idade obtida para as coberturas superficiais que recobrem os níveis de altos terraços, em conjunto com as análises morfométricas, apontaram para ajustes neotectônicos durante o Pleistoceno, os quais influenciaram no desenvolvimento de linhas de cascalheiras presentes nesses níveis de terraços. De certo modo, essa dinâmica litoestrutural, em partes, responsável pelo dissecamento dos pedimentos, está relacionada a aspectos regionais, assim como à subsidência da Depressão de São Pedro e de áreas adjacentes. A partir do final da última glaciação Quaternária, as alterações nas condições climáticas possibilitou o ajuste do sistema fluvial, de modo que são identificadas linhas de cascalhos no segundo nível de alto terraço e diferentes níveis de baixos terraços, cuja idade das coberturas superficiais apontou para o Holoceno Tardio; inclusive, indicando períodos de menor umidade que, provavelmente, conduziram a um nivelamento dos topos de interflúvios presentes na paisagem. Em relação às superfícies de aplainamento Urucaia e Rio Claro, a análise das coberturas que as recobrem corresponderam com as idades apontadas por diversos trabalhos, inclusive indicaram períodos de menor e maior energia de transporte correlacionados a ambientes fluviais e flúvio-lacustres. Por fim, destaca-se que na bacia do Ribeirão Araquá tais superfícies encontram-se em níveis topográficos distintos daqueles abordados pela literatura, possibilitando tecer considerações acerca da pouca eficácia em delimitar superfícies apenas a partir de cotas altimétricas. De modo geral, as metodologias utilizadas possibilitaram levantar um conjunto de dados que, analisados de modo sistêmico, subsidiou a compreensão da dinâmica geomorfológica quaternária da área, objetivo principal desse trabalho. Além disso, possibilitou confirmar que as coberturas superficiais da área de estudos estão relacionadas a flutuações climáticas holocênicas, e possibilitando compreender que esse período é significativamente dinâmico e importante para a elaboração das formas de relevo no continente.

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APÊNDICE I TABELA COM DADOS SEDIMENTOLÓGICOS RELACIONADOS ÀS DATAÇÕES E GRANULOMETRIAS 134