Caracterização ambiental paracatu - scribd

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CARACTERIZAÇÃO AMBIENTAL
DA BACIA DO RIO PARACATU
Vitor Vieira Vasconcelos1
Paulo Pereira Martins Junior2
Renato Moreira Hadad3
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Assembleia Legislativa de Minas Gerais (Consultor Legislativo de Meio Ambiente e Recursos Naturais).
Universidade Federal de Ouro Preto (Doutorando). Doutorando em Geologia, Mestre em Geografia, Especialista
em Solos e Meio Ambiente, Bacharel em Filosofia, Técnico em Meio Ambiente, Técnico em Informática.
Financiador: Fapemig. E-mail: vitor.vasconcelos@almg.gov.br. Endereço: Rua Goitacazes, 201/1402, Centro,
Belo Horizonte, Minas Gerais, CEP 30.190-050.
2
Universidade Federal de Ouro Preto (Professor). Fundação Centro Tecnológico de Minas Gerais - CETEC-MG
(Pesquisador Pleno). Geólogo. Doutor em Ciências da Terra. paulo.martins@cetec.br
3
Pontifícia Universidade Católica de Minas Gerais (Pró-Reitor) – Programa de Pós-Graduação em Geografia –
Tratamento da Informação Espacial (Professor). Fundação Centro Tecnológico de Minas Gerais – CETEC-MG
(Pesquisador Pleno). Doutor em Ciência da Computação, Mestre em Ciência da Computação, Bacharel em
Engenharia Mecânica. rhadad@pucminas.br
Universidade Federal de Ouro Preto e Fundação CETEC
Projeto: SISTEMAS de ARQUITETURA de CONHECIMENTOS e de
AUXÍLIO à DECISÃO na GESTÃO GEO-AMBIENTAL e ECONÔMICA de
BACIAS HIDROGRÁFICAS e PROPRIEDADES RURAIS
Junho de 2012

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INTRODUÇÃO
Este estudo empreende uma análise dos estudos existentes sobre a Bacia Hidrográfica do Rio
Paracatu. Após apresentar a localização e os limites espaciais da Bacia, avalia-se o conhecimento
existente no tocante à Litoestratigrafia, Geologia Estrutural, Geomorfologia, Pedologia, Clima e
Cobertura Vegetal. São delineadas correlações e interações entre as diversas caracterizações espaciais
das temáticas apresentadas. Atenta-se em cada tema, sobretudo, às características que podem ter papel
significativo aos processos hidrogeológicos. Por fim, são apresentadas considerações preliminares
sobre os processos hidrogeológicos associados a cada sistema de rochas portadoras de aquíferos da
bacia.
1 – LOCALIZAÇÃO
A Bacia Hidrográfica do Rio Paracatu localiza-se entre os paralelos 15º30’ e 19º30’ de latitude
sul e os meridianos 45º10’ e 47º30’ de longitude oeste. Encontra-se quase totalmente dento do Estado
de Minas Gerais (Região Noroeste), com pequenas áreas de topo adentrando no Estado de Goiás e no
Distrito Federal (mapa da Figura 1). A bacia limita-se, ao sul, com a bacia do Rio Paranaíba; a oeste,
com a Bacia do Rio São Marcos, afluente do Rio Paranaíba; a leste, com as bacias dos Rios Formoso e
Jatobá, afluentes do São Francisco; e, a norte, com a Bacia do Rio Urucuia, também afluente do São
Francisco. Os Municípios integrantes da Bacia do Rio Paracatu são apresentados no mapa da Figura 2.
Figura 1 - Localização da Bacia do Rio Paracatu.

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Figura 2 – Municípios integrantes da Bacia do Rio Paracatu. Fonte: Pruski et al. (2007, p. 201).
A Bacia do Rio Paracatu possui 45.154 km2
, sendo a maior bacia dentre os afluentes
diretos do Rio São Francisco. As principais sub-bacias do Rio Paracatu são, pela margem direita, a
do Rio da Prata, com 3.750 km2, e a do Rio do Sono, com 5.969 km2
; pela margem esquerda, as
bacias do Rio Escuro, com 4.347 km2, do Rio Preto, com 10.459 km2
e a do Ribeirão Entre Ribeiros,
com 3.973 km2
. A Hidrografia principal da bacia é apresentada nos mapas das Figuras 3 e 4.

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Figura 3 – Mapa de drenagem baseado nas aerofotos do voo de 1964 realizado pela USAF derivado na escala de
1:60.000. Fonte: Martins Junior (2006).

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Figura 4 – Principais cursos de água da Bacia do Rio Paracatu. Fonte: Novaes (2005, p. 40)
2 – LITOESTRATIGRAFIA
A área da bacia do Paracatu é constituída por um conjunto de rochas pré-cambrianas e por
uma sequência de depósitos sedimentares de idade cretácea, além de sedimentos e coberturas detríticas
do Terciário-Quaternário (CETEC-MG 1981). Diversos autores propuseram classificações, colunas
estratigráficas e mapas litoestratigráfico para regiões dentro da Bacia do Paracatu, os quais foram
agrupados no Anexo.
Na Figura 5, apresenta-se o mapa de litoestratigrafia, seguido da respectiva coluna geológica,
proposto pelo CETEC-MG (1981), consistido por Martins Junior (2006), na escala de detalhe original
em 1:250.000. Ressalta-se que Freitas-Silva e Dardenne (1991; 1992) e Comig (1994) individualizam,
na Bacia do Paracatu, as formações Paracatu e Vazante, na faixa proximal entre o Grupo Canastra e o
Grupo Bambuí. Essas formações não haviam sido individualizadas pelo CETEC-MG (1981), no mapa
disposto da Figura 5. Os metassedimentos do Grupo Vazante consistem em uma sequência argilosa e
argilo-dolomítica com estromatólitos de barreira recifal (Valeriano et al. 2004), formados por um alto

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paleogeográfico regional (Misi 2001, Figura 43 do Anexo). O Grupo Canastra é constituído, ainda, por
rochas metassedimentares siliciclásticas, compostas por camadas de filitos carbonosos (Formação
Paracatu), que cedem lugar a pacotes de quartzitos e filitos cloríticos e sericíticos no topo (Fuck et al.
1994). O mapa litoestratigráfico da Figura 6, com escala de detalhe original em 1:1.000.000,
apresenta a delimitação das duas formações.
De acordo com Endo (2006), a correlação cronológica entre o Grupo Bambuí e as Formações
Vazante e Paracatu ainda não é assunto consensuado na literatura acadêmica. Todavia, as
litoestratigrafias completamente distintas, pelas suas litofácies e pela espessura dos sedimentos
observados, não deixam de ser critérios para sua separação (Dardenne 1978; Comig 1994).

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Figura 5 – Mapa litoestratigráfico da Bacia do Paracatu - escala de detalhe do levantamento em 1:250.000.
Fonte: Martins Junior (2006).

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COLUNA ESTRATIGRÁFICA do MAPA LITOESTRATIGRÁFICO (Figura 5)
QUATERNÁRIO
Qa – Sedimentos Inconsolidados – Argilas, Cascalhos e Areia
TERCIÁRIO/QUATERNÁRIO
TQd – Sedimentos Detríticos Laterizados ou não ou
TQdα – Sedimentos Detríticos Laterizados ou não mais antigos.
α – Mais antigo
CRETÁCEO
Formação Urucuia
Ku – Arenitos avermelhados ou róseo claros, localmente silicificados, com horizontes argilosos.
Formação Areado
Ka – Arenitos finos médios, com intercalações de siltitos e argilitos fossilíferos, cores variegadas do
vermelho claro ao verde, localmente calcíferos, arenitos avermelhados com estratificação cruzada e
conglomerados.
Formação Mata da Corda
Kmc – Tufos, Tufitos, Conglomerados e Arenitos Cineríticos
EO-CAMBRIANO
Super Grupo São Francisco
Grupo Bambuí
Formação Três Marias
EoCtm – Arcósios e siltitos arcosianos, micáceos, cores verde a marrom arroxeado.
Formação Paraopeba
EoCp – margas, siltitos argilitos, calcários e ardósias.
EoCpd – margas, siltitos argilitos, calcários e ardósias com predominância de dolomitos.
EoCpc – margas, siltitos argilitos, calcários e ardósias com predominância de calcários e margas.
Formação Paranoá
EoCpa – Quartzitos, filitos e siltitos
PROTEROZÓICO
Grupo Canastra
PCc – quartzitos, filitos, calcários grafitosos e piríticos e xistos

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Figura 6 – Mapa litoestratigráfico conforme as bases cartográficas da Companhia de Pesquisa de Recursos

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Quadro 1 – Litologia da Bacia do Rio Paracatu. Fonte: Companhia Brasileira de Recursos Minerais (2003)
Sigla Nome da Unidade Litotipo Primário Litotipo Secundário Classe das Rochas
CPsf Santa Fé Arenito, Rocha pelítica, Diamictito Sedimentar clástica (ou Sedimentos)
ENdl Coberturas detrito-lateríticas com
concreções ferruginosas
Laterita, Depósitos de areia, Depósitos de argila,
Depósitos de cascalho
Sedimentar químico (ou Sedimentos inconsolidados)
K1a Areado Folhelho, Arenito, Conglomerado, Siltito Sedimentar clástico (ou Sedimentos)
K2mc Mata da Corda Arenito, Tufo lapíli Rocha vulcânica Sedimentar vulcanoclástica (ou Sedimentos)
K2u Urucuia Arenito conglomerático, Rocha pelítica, Arenito Conglomerado Sedimentar clástica (ou Sedimentos)
MPci Canastra Indiviso Filito, Xisto, Sericita xisto, Grafita xisto, Metarenito Metasiltito, Metargilito,
Ardósia
Metamórfica
MPp Paracatu Sericita filito carbonoso Metamórfica
MPpa Paranoá Metarenito arcoseano, Rocha metapelítica Calcário Metamórfica e sedimentar química
MPpa1 Paranoá 1 - Conglomerática Rítmica
Quartzítica inferior
Conglomerado oligomítico, Metarritmito Filito, Metassiltito Metamórfica, Sedimentar Clástica
MPpa3 Paranoá 3 - Rítmica Quartzítica
Intermediária
Siltito argiloso, Metassiltito Metargilito Metamórfica, Sedimentar Clástica
MPpa3qt Paranoá 3, quartzito Quartzito Metamórfica
MPpa4 Paranoá 4 - Rítmica Pelito-carbonatada Metargilito, Metassiltito Ardósia, Mármore Metamórfica
MPsl Serra do Landim Filito, Sericita filito carbonoso Metamórfica
MPva Vazante - Unidade A Ardósia, Foscorito Ígnea, Metamórfica
MPvb Vazante - Unidade B Calcário dolomito, Chert, Foscorito, Rocha metapelítica Ígnea, Metamórfica, Sedimentar química (ou
Sedimentos)
NP2bp Paraopeba Calcarenito, Arcóseo, Dolomito, Siltito, Folhelho, Argilito,
Ritmito, Marga
Sedimentar clasto-química (ou Sedimentos)
NP2bpa Paraopeba, arenito Arenito Siltito Sedimentar clástica (ou Sedimentos)
NP2bpc Paraopeba, calcário Calcarenito Dolomito, Marga, Siltito Sedimentar clasto-química (ou Sedimentos)
NP2bpqt Paraopeba, quartzito Quartztito Quartzito Metamórfica
NP2ljc Lagoa do Jacaré, calcário Calcário Marga, Siltito Sedimentar clasto-química (ou Sedimentos)
NP2sh Serra de Santa Helena Siltito Folhelho síltico Sedimentar clástica
NP2sl Sete Lagoas Metapelito Dolomito Metamórfica
NP2ss Serra da Saudade Arenito, Argilito, Siltito Pelito Sedimentar clástica
NP3tm Três Marias Arcóseo, Argilito, Siltito Sedimentar (ou Sedimentos) Clástica
NQdl Coberturas detrito-lateríticas ferruginosas Aglomerado, Laterita, Depósitos de areia, Depósitos de
argila
Depósitos de silte Ígnea vulcânica, Sedimentar química (ou Sedimentos
inconsolidados)
Q1a Depósitos aluvionares antigos Depósitos de argila, Depósitos de areia, Depósitos de
cascalho
Sedimentar (ou Sedimentos inconsolidados)
Q2a Depósitos aluvionares Depósitos de areia, Depósitos de cascalho Depósitos de silte, Depósitos
de argila
Sedimentar (ou Sedimentos inconsolidados)
Q2a Depósitos aluvionares Areia Argila, Cascalho, Silte Material superficial (Sedimentos inconsolidados)
Qdi Coberturas detríticas indiferenciadas Areia, Argila, Cascalho Material superficial (Sedimentos inconsolidados)

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3 – GEOLOGIA ESTRUTURAL
Para Almeida (1977), no contexto geotectônico, a região de Paracatu se insere na faixa de
dobramentos Brasília e abrange uma pequena porção de uma unidade geotectônica maior, pré-
brasiliana, denominada Cráton São Francisco. O Cráton do São Francisco estabilizou-se no final do
ciclo Transamazônico e atuou como antepaís para as faixas orogênicas que o delimitam (Mulholland
2009).
A infraestrutura da Faixa Brasília é formada por terrenos do Maciço de Goiás (Província de
Tocantins), o qual representa um fragmento crustal arqueano retrabalhado pela orogênese Brasiliana,
desenvolvido no Neoproterozóico em eventos de colisão continental entre os Crátons Amazônico e
São Francisco (Mulholland 2009). Rochas supracrustais, meso e neoproterozóicas exibem deformação
e metamorfismo com polaridade dirigida para leste (Fuck et al. 1994). A parte meridional da Faixa
Brasília compreende, a nível regional, as unidades litoestratigráficas dos grupos Araxá, Canastra e
Vazante e das formações Ibiá e Paracatu (Mulholland 2009).
Os metassedimentos do Grupo Vazante devem-se à sedimentação de margem passiva
neoproterozóica na borda oeste do Cráton do São Francisco (Fuck 1994). À oeste, o Grupo Vazante é
cavalgado pelo grupo Canastra ou pela sequência de filitos e quartzitos da Formação Paracatu – e a
leste cavalga os sedimentos da porção superior do Grupo Bambuí (Souza 1997).
A Bacia do Paracatu caracteriza-se em sua porção central como parte da plataforma estável do
Cráton do São Francisco, limitada a leste pela Zona de Deformações Marginais (CETEC-MG 1981 –
Ver Figura 47, Anexo). A plataforma estável corresponde a uma área cratônica, onde as rochas pré-
cambrianas (Grupo Bambuí) apresentam-se, de um modo geral, sub-horizontais e com leves
evidências de metamorfismo (Andrade 2007). Em alguns locais dessa plataforma, tais rochas refletem
reativações de falhamentos do embasamento cristalino. As zonas de deformações marginais, por sua
vez apresentam dobras e falhas inversas, com direções (strike) aproximadamente paralelas aos limites
sul e oeste do Cráton do São Francisco.
A faixa proximal oeste do Subgrupo Paraopeba, pertencente ao Grupo Bambuí, coincide com
as zonas marginais de deformação que encerram características de um ambiente litorâneo e sub-
litorâneo (Mulholland 2009). Destarte, apresenta composição litológica formada por calcários silicosos
e dolomíticos com estromatólitos, calcários coolíticos e pisolíticos, turbiditos, siltitos e ardósias
calcíferas, típicos desse ambiente de deposição (Mulholland 2009).
As coberturas detríticas terciário-quaternárias depositam-se em discordância erosiva sobre as
demais coberturas estratigráficas (Ruralminas 1996). São coberturas alóctones e autóctones
(Ruralminas 1996) com diferentes graus de laterização (Barbosa, 1970).

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As coberturas detríticas mais antigas estão sobre os planaltos de 800 a 1000 metros de altitude,
nas cabeceiras da bacia. São resultantes de uma fase de aplainamento do cretáceo superior/terciário
inferior, desenvolvendo-se predominantemente sobre os Grupos Mata da Corda e Aerado e Formação
Urucuia (Ruralminas 1996). As coberturas na depressão da bacia (400 a 600 metros de altitude), por
sua vez, são mais recentes, mas também originados de detritos de formações cretáceas de matriz
arenítica.
A análise das estruturas dúcteis e rúpteis da Bacia do Paracatu traz informações relevantes
sobre sua tectônica recente. Os mapas das Figuras 7 e 8 apresentam a distribuição de estruturas rúpteis
e dúcteis da bacia, respectivamente. A porção da bacia ao Norte de Brasilândia de Minas (Paralelo
17ºS) apresenta feições estruturais dúcteis dirigidas no sentido NW-SE – equivalendo à Bacia do Rio
Preto e ao Norte da Bacia de Entre-Ribeiros. Ao passo que a porção sul da bacia apresenta estruturas
no sentido NE-SW, evidenciadas pelas linhas de drenagem.
A bacia também pode ser analisada de acordo com os atributos de sua metade leste e oeste,
divididas aproximadamente no meridiano 46º30’. Na metade oeste da Bacia do Paracatu (zona de
deformações marginais), os lineamentos rúpteis e dúcteis são bastante relacionados às estruturas de
relevo (cristas e vales). Ao passo que na metade leste da bacia (plataforma estável) os lineamentos,
embora controlem estruturalmente as redes de drenagem, em nada condizem com relevo arrasado e
aplainado, sem variações topográficas de expressão regional (Ruralminas 1996).
De acordo com Endo (2006), os dois principais eventos deformacionais que moldaram a Bacia
do Paracatu são de idade brasiliana (600 a 560 Ma). O evento E1, de forte natureza dúctil, necessita ser
contextualizado com a formação do Domo de Cristalina (identificável na Figura 29 do Anexo), o qual
se encontra na Bacia de São Marcos (vizinha oeste da Bacia do Paracatu), no Estado de Goiás. A
formação do domo se deve a um dobramento drapeado crustal (drape fold) que gerou um campo de
esforços compressivos de direção EW com vergência e transporte de massas dirigidas para leste,
formando dobras de descolamento (detachement folds) (Endo 2006). Na porção Norte (Bacia do Rio
Preto), a Serra de São Domingos serviu de anteparo aos vetores compressivos, gerando os
dobramentos mais expressivos: as Cristas de Unaí. Essas cristas apresentam uma sequência de falhas
inversas de direção N10ºW e alto grau de mergulho (Mourão 2001). As consequências do Evento E1,
associado ao Domo de Cristalina, sobre as expressões principais de forma da bacia do Paracatu e de
seus lineamentos estruturais podem ser observadas nas Figuras 9 e 10.
O evento E2, por sua vez, teve seu vetor compressivo orientado no vetor NS e teve
características dúctil-frágeis. Como resultados desse evento, observam-se dobras de tipo kink, dobras
com assimetria do eixo axial em S, reativação de falhas anteriores, movimentos transcorrentes e
estruturas em flor (Endo 2006).

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Figura 7 – Estruturas rúpteis na Bacia do Paracatu.

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Figura 8 – Estruturas Dúcteis da Bacia do Rio Paracatu.

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Figura 9 – A – Relação de compressão do bloco do Domo de Cristalina e do bloco do embasamento a leste, e
desses sobre os metassedimentos da faixa de dobramentos na porção oeste da Bacia do Paracatu. O sistema de
dobramento da cobertura é delimitado na base por uma superfície de descolamento. B – Complementa a Figura
A indicando o modus operandi e os dobramentos como resultantes das compressões de oeste para leste do Domo
de Cristalina sobre os metassedimentos do Paracatu. As dobras são "dobras de descolamento" (detachement
folds). A Serra de São Domingos, com os mais expressivos anticlinais nucleados por calcários cinza-escuros,
parece ter sido uma área de maior resistência – daí oferecer um sistema mais plissado, portanto com expressão
mórfica de uma serra. Fonte: Endo (2006).
Figura 10 – O Domo de Cristalina foi objeto de um processo de compressão de direção oeste-leste sobre os
metassedimentos do Paracatu, pertencentes a faixa de dobramentos Brasília. Gerou na área-volume do atual vale
dos rios Paracatu e Preto um sistema de dobras isomófricas que, no domínio sul, têm a direção NE-SW e, no
domínio norte, NW-SE. As estruturas de primeira ordem desse sistema interceptam-se próximas a Brasilândia de
Minas. Fonte: Endo (2006).
Os resultados tridimensionais desses eventos deformacionais foram estudados por Rostirolla et
al. (2002), analisando a Formação Vazante. Foram propostos 5 eventos de deformação (Figura 11),
sendo que D1 e D2 correspondem, em termos gerais, ao evento E1 de Endo (2006), enquanto D3 a D5
correspondem ao evento E2. Rostirolla et al. (2002) também propõem que as falhas de empurrão do

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evento D2, associadas ao descolamento dos acamamentos dobrados em D1, são as mais importantes em
termos de controle do fluxo hidrogeológico.
Figura 11 – Eventos deformacionais sobre a Formação Vazante, na Bacia do Rio Paracatu. D1: vergência das
dobras e cisalhamentos na direção E-SE. D2: Falhas de Empurrão. D3: Movimentação transcorrente e bandas de
tipo kink. D4: reativação e falhas distencionais, com abatimento de blocos para NW. D5: Falhas transcorrentes
dextrais EW e deformação distencional condicionada pelas falhas NW. Abaixo, à direita: feições planares que
controlam a percolação das águas subterrâneas. Adaptado de Rostirolla et al. (2002).

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4 – GEOMORFOLOGIA
Ferreira et al. (2005) analisaram a evolução do perfil de equilíbrio topográfico da bacia do
Paracatu, avaliando sua correlação com índices de drenagem de Horton e Strahler. Os resultados
condizem com uma bacia de máxima estabilidade, o que coincide com os baixos resultados de
potencial erosivo determinados por Ruralminas (1996) por meio da equação universal de perda de
solos.
A Bacia do Rio Paracatu pode ser compartimentada entre três unidades geomorfológicas:
Planaltos do São Francisco, Depressão São Franciscana e Cristas de Unaí (Figura 12).
Figura 12 – Unidades Geomorfológicas da Bacia do Rio Paracatu. Fonte: IGAM (2006), a partir das bases
cartográficas de Ruralminas (1996).
Os planaltos do São Francisco correspondem a capeamentos sedimentares amplos, com topos
de cotas de 800 a 1000 metros. O topo das chapadas é constituído por latossolos bem desenvolvidos e
permeáveis, com escoamento superficial pouco denso e bastante reduzido que converge para vales
rasos de fundo plano com surgências em veredas (Mulholland 2009). Os limites desses planaltos são
definidos pelos rebordos erosivos em escarpas. Litoestratigraficamente, remetem-se a coberturas
detrito-lateríticas terciário-quaternárias sobrepostas a formações do Proterozóico Médio.
O retrabalhamento erosivo remontante dessas superfícies tabulares, provocadas pelo
aprofundamento da drenagem da Bacia do Paracatu, deu origem a formas identificadas como
superfícies tabulares reelaboradas e superfícies tabulares onduladas, que ocorrem em geral em
altitudes intermediárias, entre as cotas de 600 a 800 metros (Ruralminas 1996). Essas áreas

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retrabalhadas evidenciam as estruturas dúcteis e rúpteis da zona de deformação ocidental da bacia.
A Depressão São Franciscana, por sua vez, é constituída por extensas áreas rebaixadas e
aplainadas ao longo do leito do Rio Paracatu, com cotas entre 400 e 600 metros, em que se remarca a
presença de lagoas e veredas. A evolução horizontal dessa depressão teve início a partir do momento
em que o progressivo entalhamento das drenagens principais, dissecando as formações cretáceas,
atingiu o substrato representado pelas rochas do Grupo Bambuí (IGAM 2006).
As cristas de Unaí estendem-se do Município de Vazante até o Vale do Rio Preto, com direção
NNW-SSE. São constituídas de formas erosivas desenvolvidas sobre sinclinais e anticlinais, entre as
quais se intercalam zonas rebaixadas e aplainadas (IGAM 2006). No trabalhamento erosivo das
estruturas dúcteis, afloram ardósias, siltitos, quartzitos e calcários dos Grupos Vazante, Paranoá e
Bambuí (Mulholland 2009). Os vales dos cursos de água principais cortam as estruturas
transversalmente, truncando os núcleos de anticlinais em gargantas e boqueirões, enquanto seus
afluentes desenvolvem-se seguindo os lineamentos de sinclinais escavadas (Ruralminas 1996). Suas
áreas rebaixadas são geralmente cobertas por colúvios e constituem prolongamento da Depressão
Franciscana (Mulholland 2009). Há também formações kársticas, com presença de sumidouros, grutas,
cavernas e dolinas.
Os mapas de altimetria e de declividade estão nas Figuras 13 e 14, respectivamente. O mapa
geomorfológico detalhado da Bacia do Paracatu pode ser conferido na Figura 15, com um
agrupamento esquemático apresentado na Figura 16.

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Figura 13 – Altimetria da Bacia do Rio Paracatu

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Figura 14 – Declividade da Bacia do Rio Paracatu. Gerada pelo método de cálculo do momento de derivação
sobre superfície quadrática obtida por meio de regressão polinomial a partir das bases de altimetria SRTM, no
software Envi 4.7.

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Figura 15 – Mapa geomorfológico da Bacia do Paracatu escala disponível 1:250.000, baseado no Planoroeste do
CETEC-MG (1981). Fonte: Martins Junior (2006).

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LEGENDA do MAPA GEOMORFOLÓGICO (Figura 15)
FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de PEDIMENTAÇÃO
st - superfície tabular – superfície de aplainamento em área de planalto, com depósitos de cobertura arenosos e argilosos e
rede de drenagem pouco densa, constituída por veredas. Ocorrência de áreas de infiltração acentuada, sobre formações
arenosas.
str - superfície tabular reelaborada – superfície de aplainamento em área de planalto, com depósitos de cobertura
predominantemente arenosos; rede de drenagem constituída por veredas em densidade relativamente elevada.
sa - superfície tabular aplainada – superfície de aplainamento em área de depressão, com depósitos de cobertura de textura
variada, rede de drenagem constituída por veredas e vales pouco aprofundados.
pd - pedimentos – vertentes de declividade inferior a 8% elaboradas sobre rochas expostas ou cobertas por formações
superficiais que se integram com os depósitos colúvio-aluviais das superfícies de aplainamento. Áreas com escoamento
superficial difuso.
FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de DISSECAÇÃO FLUVIAL
r - vertentes ravinadas – vertentes dissecadas pelo escoamento fluvial concentrado, elaboradas predominantemente sobre
rochas de baixa permeabilidade.
rv - vertentes ravinadas e vales encaixados – vertentes íngremes dissecadas pelo escoamento fluvial, concentrado em
talvegues profundos.
ch - vertentes em chevron – vertentes litólicas ravinadas e/ou com vales encaixados, elaboradas sobre flancos de estruturas
dobradas. Áreas de escoamento superficial concentrado e difuso intenso.
c - colinas – formas côncavo-convexas elaboradas pelo escoamento superficial concentrado. Áreas com padrão de
drenagem predominantemente dendrítico.
k - cristas – formas erosivas e/ou estruturais, constituídas por alinhamento de topos com vertentes abruptas.
cr - colinas com vertentes ravinadas.
crv - colinas com vertentes ravinadas e vales encaixados.
carv - colinas de topo aplainado com vertentes ravinadas e vales encaixados.
cv - colinas com vales encaixados.
crvk - colinas com vertentes ravinadas, vales encaixados e cristas esparsas.
ckrv - colinas e cristas com vertentes ravinadas e vales encaixados.
ker - cristas estruturais com vertentes ravinadas - Cristas elaboradas sobre estruturas dobradas, truncadas e posteriormente
ressaltadas por processos erosivos. Área de escoamento superficial concentrado.
kr - cristas com vertentes ravinadas.
kv - cristas com vales encaixados.
krv - cristas com vertentes ravinadas e vales encaixados.
kerv - cristas estruturais com vertentes ravinadas e vales encaixados.
kcrv - cristas e colinas, com vertentes ravinadas e vales encaixados.
ckerv- colinas e cristas estruturais com vertentes ravinadas e vales encaixados.
rvk - vertentes ravinadas, vales encaixados e cristas esparsas.
rcd - vertentes ravinadas e cones de detritos.
pt - patamares rochosos – superfícies de aplainamento exumadas resultantes da atuação de processos de erosão diferencial
entre formações cretáceas e rochas do Grupo Bambuí. Áreas de escoamento superficial difuso intenso, com ocorrências de
cascalheiras remobilizadas.
gf2 - formas evoluídas por processo de dissecação fluvial.
FORMAS de ORIGEM MISTA, EVOLUÍDAS por PROCESSOS de PEDIMENTAÇÃO e de DISSECAÇÃO FLUVIAL
sto - superfície de aplainamento degradada em área de planalto, com depósitos superficiais pouco espessos. Predomínio de
escoamento superficial concentrado.
sor - superfície ondulada com vertentes ravinadas.
stot - superfície tabular ondulada com formas tabulares esparsas.
ptpd - patamares pedimentados – superfícies de aplainamento exumadas reelaboradas por processos de pedimentação; áreas
de escoamento superficial difuso.
pdr - pedimentos ravinados.
pdrv - pedimentos ravinados com vales encaixados.
ptpdr - patamares rochosos e pedimentos ravinados.
ptr - patamares rochosos com vertentes ravinadas.
ptrv - patamares rochosos com vertentes ravinadas e vales encaixados.
pto - patamares ondulados – superfícies exumadas em degradação pelo escoamento superficial concentrado.
ptkrv - patamares rochosos, cristas com vertentes ravinadas e vales encaixados.
it - interflúvios tabulares – grupamentos de formas tabulares resultantes da dissecação fluvial de superfícies de
aplainamento.
itrv - interflúvios tabulares com vertentes ravinadas e vales encaixados.
itk - interflúvios tabulares e cristas.
kt - cristas e formas tabulares.
kit - cristas e interflúvios tabulares.
krv - cristas com vertentes ravinadas e vales encaixados; formas tabulares esparsas.
krvit - cristas com vertentes ravinadas e vales encaixados; interflúvios tabulares esparsos.
rc - rampas de colúvio – vertentes recobertas por depósitos de origem coluvial, com predomínio de escoamento superficial
difuso.

24
crc - colinas e rampas de colúvio.
gf1 - formas de origem mista, evoluídas por processo de pedimentação e dissecação fluvial.
FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de EXUDAÇÃO
ve - veredas – vales rasos com vertentes côncavas arenosas, de caimento pouco pronunciado; ocorrências de solos
hidromórficos.
d - depressões rasas de fundo plano – áreas de má drenagem com rebaixamento pouco pronunciado evoluídas sobre as
superfícies de aplainamento, com ocorrências de solos hidromórficos e concentração de lagoas temporárias.
FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSO CÁRSTICOS
v - verruga – elevação em rocha calcária envolvida por áreas rebaixadas de origem kárstica.
kav - grupamento de formas kársticas com concentração de verrugas calcárias
kka - crista kárstica – crista elaborada em calcário, com desenvolvimento de formas kársticas.
soka - superfície onduladas com desenvolvimento de formas kársticas.
FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de DEPOSIÇÃO FLUVIAL
pf - planície fluvial – terraços e várzeas não diferenciados; ocorrência de áreas de permeabilidade acentuada (sobre
aluviões arenosas) e de lagoas (sobre aluviões argilosas).
pfve - planície fluvial e veredas degradadas.
pfc - planície fluvial em vale colmatado – Planície fluvial resultante de assoreamento das várzeas.
cd - cones de detritos – formas originadas do escoamento torrencial resultantes da deposição de detritos colúvio-aluviais
em confluências e/ou em sopés de escarpas.
pfcd - planície fluvial e cones de detritos não diferenciados.
tf1 - terraço baixo.
tf2 - terraço alto.
FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de EROSÃO ACELERADA
A - erosão acelerada – grupamentos de formas de relevo, resultantes da atuação de processos erosivos intensificados pela
ação antrópica. Erosão laminar, ravinas e voçorocas.
Nota: a ordem das letras indica a predominância das formas de relevo.
Figura 16 – Mapa geomorfológico agrupado da Bacia do Rio Paracatu

25
4.1 – Geomorfologia Fluvial
A análise sobre a disposição e os padrões de drenagem da hidrografia da Bacia do Paracatu,
quando interpretados de forma integrada aos seus aspectos geomorfológicos e geológicos, possibilitam
inferências sobre a heterogeneidade espacial dos processos hidrológicos e hidrogeológicos. Martins
Junior (2009) propõe, sobre esse tema, a identificação dos sistemas hídricos da Bacia do Rio Paracatu,
como subsídio para sua gestão ambiental.
Os mapas da Figura 17 apresentam as taxas de bifurcação e a densidade de drenagem das sub-
bacias para o Rio Paracatu. De uma maneira geral, as áreas com maior densidade de drenagem e de
taxa de bifurcação correspondem a áreas com maior declividade e rugosidade de relevo, facilitando o
transporte hídrico superficial, consequentemente com menor infiltração. Castany (1971) e Silva (2009)
apontam que a densidade de drenagem geralmente apresenta-se inversamente correlacionada à
permeabilidade dos solos, com influência direta na recarga dos aquíferos subsuperficiais e profundos.
As áreas com menor densidade de drenagem podem se enquadrar em duas situações: nas áreas de
topo, indicariam áreas preferenciais de recarga, enquanto nas áreas de baixadas, correspondem a áreas
de confluência fluvial.
Figura 17 – Mapas de Taxa de Bifurcação (à esquerda) e Densidade de Drenagem (à direita) para a Bacia do Rio
Paracatu.

26
O mapa da Figura 18 apresenta isopadrões de tecituras. Por meio da análise dos padrões de
drenagem e dos mapas das Figuras 17 e 18, foram propostos os sistemas de drenagem do mapa da
Figura 19, com base na classificação de Lima (2002) e do IBGE (2009). Nos sedimentos terciários
quaternários e cretáceos que se apresentam sob a geoforma de superfícies tabulares sedimentares, a
hidrografia apresenta padrão dendrítico, com controle estrutural mais ameno. Nas regiões onde
afloram as rochas do pré-cambriano, especialmente na zona de deformação marginal, predomina o
padrão de treliça, com drenagem paralela bidirecional e maior controle estrutural.
Figura 18 – Áreas de isopadrões de rede de drenagem do Paracatu, incluindo densidade de drenagem,
direcionamento e controle estrutural. Fonte: Martins Junior (2009, c. 1, p. 20).

27
Figura 19 – Sistemas Hídricos diferenciados por Padrões de Drenagem na Bacia do Rio Paracatu.
Ainda no que se refere à geomorfologia fluvial, importa considerar o atrito do leito (ou
rugosidade), em seu efeito no amortecimento nas ondas de cheia. Lyra et al. (2010) estimaram que o
atrito do leito no médio Paracatu (entre as estações fluviométricas Santa Rosa – 17º17’S e 46º28’W –

28
e Caatinga – 17º10’S e 45º53’W) apresenta o maior coeficiente de rugosidade de Manning durante a
época seca. Nas cheias, o baixo Paracatu (a partir da estação Caatinga) apresenta maior rugosidade, em
virtude do papel mais acentuado das planícies de inundação no abatimento de vazão.
O mapa da Figura 20, abaixo, apresenta uma conjugação entre as áreas de maior densidade de
nascentes, maior densidade de corpos d’água (lagoas) e maior densidade de mesofraturas, para a Bacia
do Paracatu. No interior das áreas de maior densidade de nascentes, possivelmente o fluxo freático
apresenta distâncias mais curtas entre a área de recarga e a de descarga do aquífero. De maneira
análoga à densidade de drenagem, a densidade de nascentes pode estar correlacionada a uma menor
permeabilidade dos solos, com reflexo na infiltração das águas pluviais (Castany 1971; Silva 2009).
Além disso, as áreas de maior densidade de nascentes encontram-se regionalmente a jusante das áreas
de descarga por contato litológico, nos limites onde os aquíferos porosos dão lugar às litologias
fraturadas. Tal conjugação entre áreas mais fraturadas e áreas de densidade de nascentes também
podem ser avaliadas no mesmo mapa (Figura 20). Essas áreas de maior fraturamento podem contribuir
para uma relativamente maior infiltração das águas, quando comparados com o restante da
estratigrafia não porosa. Ademais, as áreas de maior fraturamento também podem apresentar pontos de
emersão de águas subterrâneas nos locais onde coincidam as mesofraturas com os cursos de água. As
áreas de maior densidade de lagoas correspondem às baixadas da bacia hidrográfica, tanto como
função das planícies de inundação, como também como afloramento de lençóis freáticos dos aquíferos
porosos das litologias porosas detríticas do terciário quaternário.
As Figuras 50 a 52, no anexo, apresentam diversas variáveis morfométricas e
hidromorfométricas para a Bacia do Rio Paracatu, cuja metodologia é explicada nos Quadros 6 a 8,
também anexo. A análise conjunta dessas variáveis evidencia os contrastes entre os domínios
geomorfológicos internos à bacia (Depressão São Franciscana, Cristas de Unaí e Planaltos do São
Francisco).

29
Figura 20 – Mapa de áreas máximas de densidade de nascentes, corpos de água (lagoas) e de meso-fraturas.
Fonte: Martins Junior et al. (2006).
5 – PEDOLOGIA
As grandes classes de solo presentes na bacia do Paracatu são os Latossolos, Cambissolos,
Neossolos Quartzarênicos, Solos Hidromórficos, Neossolos Flúvicos e solos com horizonte B textural.
A seguir, essas classes serão comentadas de acordo com a influência de seus atributos no ciclo
hidrogeológico, a partir dos dados primários do levantamento pedológico do CETEC-MG (1981).
Os Neossolos Quartzarênicos ocorrem a sudeste e nordeste da bacia, especialmente do
intemperismo de rochas areníticas cretáceas. São os solos com melhor drenagem, em virtude da
textura arenosa e grande profundidade. Os teores de argila são abaixo de 15% e não apresentam
estrutura, predominando grãos simples. A porosidade é constituída predominantemente por
macroporos, que acentuam a capacidade de drenagem.
Os Latossolos se apresentam com elevada capacidade de drenagem. Os óxidos de ferro livres

30
contribuem para agregação das partículas de silte e argila, fazendo com que estes solos sejam bem
arejados e friáveis. Os agregados de solo apresentam alto grau de estabilidade, resultando em teores
inexistentes ou baixos de argila natural (argila dispersa em água) na maioria dos horizontes B.
Apresentam ampla distribuição na bacia, ocupando os planaltos, depressões e superfícies tabulares.
Os Cambissolos são bem drenados superficialmente, em virtude da declividade topográfica e
do gradiente hidráulico. Entretanto, em razão da pequena espessura, seu encharcamento em eventos
pluviais pode dificultar a drenagem subsuperficial e originar processos erosivos. A textura e demais
atributos dependem da rocha matriz, se mais argilosa ou arenosa. São espacialmente mais abundantes
na unidade geomorfológica das Cristas de Unaí. Frequentemente estão associados a Neossolos
Litólicos.
Os Neossolos Litólicos ocorrem em áreas dissecadas com relevo forte ondulado a
montanhoso. Seus perfis são rasos, resultando em baixa capacidade de armazenamento de água. Essa
característica leva a intenso déficit hídrico na estação seca, bem como a elevado escoamento
superficial nos fenômenos de precipitação pluvial.
Os solos com horizonte B textural têm ocorrência restrita, sobre as florestas caducifólias de
relevo forte ondulado do Município de João Pinheiro. A textura do horizonte B é argilosa, com
presença de cerosidade e estrutura moderada pequena e média granular. Na estrutura, predominam os
blocos sub-angulares e angulares, forte e moderadamente desenvolvidos de tamanho médio. A
porosidade total do horizonte B é relativamente menor do que a dos demais solos. Queiroz Neto (2002,
p. 80-82) ressalta, quanto a esses solos, que a drástica redução da macroporosidade entre os horizontes
A e B acarreta forte restrição à circulação hídrica vertical.
Os Solos Hidromórficos apresentam encharcamento permanente ou sazonal. Ocorrem sobre as
partes planas e rebaixadas do relevo, onde o aquífero freático apresenta-se aflorante, próximo aos rios,
lagoas e veredas. Oferecem as condições de drenagem mais restritas. Incluem variedades argilo-
arenosas até areias quartzosas. No caso de solos aluviais (Neossolos Flúvicos), a camada hidromórfica
imperfeitamente drenada surge em subsuperfície, no contato de flutuação do aquífero freático.
O mapa detalhado de pedologia se apresenta na Figura 21, enquanto o mapa da Figura 22
apresenta as classes de solo agrupadas.

31
Figura 21 – Mapa pedológico da Bacia do Paracatu. Bases cartográficas da Fundação CETEC-MG, disponível na
escala de 1:250.000, derivado e atualizado do Plano Noroeste.

32
LEGENDA dos SOLOS - Atualização da nomenclatura do Planoroeste 2, para o Sistema Brasileiro de
Classificação de Solos (Embrapa 1999), por Marques, A.F.S.M. (2004)
LVAd1 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase
cerrado relevo plano e suave ondulado
LVAd2 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos plínticos argilosos A moderado álicos fase
campo cerrado relevo plano
LVAd3 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase
cerrado relevo plano e suave ondulado
LVAd4 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos +
LATOSSOLO VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo plano e suave
ondulado
LVAd5 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos plínticos argilosos A moderado álicos +
NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo plano
e suave ondulado
NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase cerrado relevo plano e
suave ondulado
LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos + LATOSSOLOS VERMELHO
AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo plano e suave ondulado.
LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo plano e
suave ondulado + CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos argilosos e textura média A moderado álicos
fase campo cerrado relevo suave ondulado e ondulado
LVd1 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo
plano e suave ondulado
LVd2 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase floresta
subperenifólia relevo plano e suave ondulado
LVd3 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo
LVd4 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos + LATOSSOLOS
VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo plano e suave
ondulado
LVe – LATOSSOLOS VERMELHOS Eutróficos típicos argilosos A moderado fase floresta subperenifólia
relevo plano e suave ondulado
PVAe – ARGISSOLOS VERMELHO AMARELOS Eutróficos típicos argilosos A moderado + NEOSSOLOS
LITÓLICOS Eutróficos textura indiscriminada A moderado fase floresta caducifólia relevo ondulado e forte
ondulado + AFLORAMENTOS DE ROCHAS
CXbd1 – CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos e textura média A moderado álicos fase
campo cerrado relevo e suave ondulado e ondulado
CXbd2 – CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos textura média A moderado álicos +
NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase campo cerrado
relevo ondulado
CXbd3 – CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos textura média A moderado álicos fase
campo cerrado + LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos
fase cerrado fase relevo plano e suave ondulado
GXbd – GLEISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos textura indiscriminada A moderado álicos fase campo
de várzea + LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos plínticos argilosos A moderado álicos fase
campo cerrado fase relevo plano
GMd – GLEISSOLOS MELÂNICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A proeminente álicos +
GLEISSOLOS INDISCRIMINADOS fase vereda relevo plano
RQg – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Hidromórficos típicos A fraco e moderado álicos fase campo
cerrado relevo plano
RQo1 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase cerrado relevo
RQo2 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado + NEOSSOLOS
QUARTZARÊNICOS Hidromórficos típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo plano
RQo3 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos + LATOSSOLOS
VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo plano e

33
suave ondulado
RQo4 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos + LATOSSOLOS
VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo plano e
suave ondulado.
RQo5 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado e
cerrado relevo suave ondulado + CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos e textura média
A moderado álicos fase campo cerrado e cerrado relevo ondulado + NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos
típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo ondulado
RUbe1 – NEOSSOLOS FLÚVICOS Tb Eutróficos típicos textura indiscriminada A moderado +
PLANOSSOLOS HÁPLICOS INDISCRIMINADOS fase caatinga hipoxerófila formação de vazante relevo
plano + GLEISSOLOS INDISCRIMINADOS fase campo de várzea relevo plano
RUbe2 – NEOSSOLOS FLÚVICOS Tb Eutróficos típicos textura indiscriminada A moderado fase floresta
subcaducifólia e perenifólia de várzea relevo plano + GLEISSOLOS INDISCRIMINADOS fase campo de
várzea relevo plano
RLd1 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase
campo cerrado relevo forte ondulado
RLd2 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos +
CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argiloso e textura média A moderado álicos fase campo
cerrado relevo ondulado e forte ondulado
RLd3 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase
campo cerrado relevo forte ondulado + LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos
A moderado álicos + LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos A moderado argilosos álicos fase
cerrado relevo suave ondulado
RLd4 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada muito cascalhenta A fraco álicos
+ NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase campo
cerrado relevo ondulado a escarpado
RLq – NEOSSOLOS LITÓLICOS Psamíticos típicos A fraco álicos + NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS
Órticos lépticos e típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo ondulado a escarpado
RLe1 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Eutróficos chernossólicos + NEOSSOLOS LITÓLICOS EUTRÓFICOS
típicos A moderado ambos textura indiscriminada fase floresta caducifólia relevo montanhoso + NEOSSOLOS
LITÓLICOS Distróficos típicos A moderado, textura indiscriminada fase campo cerrado relevo montanhoso +
AFLORAMENTOS DE ROCHAS
RLe2 - NEOSSOLOS LITÓLICOS Eutróficos chernossólicos + NEOSSOLOS LITÓLICOS EUTRÓFICOS
típicos A moderado ambos textura indiscriminada + CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Eutróficos lépticos e
típicos argilosos A moderado fase floresta caducifólia relevo ondulado e forte ondulado

34
Figura 22 – Mapa de classes de solo agrupadas da Bacia do Rio Paracatu
6 – INTEGRAÇÃO PARCIAL DAS BASES DE ATRIBUTOS FÍSICOS
Agregando os dados espaciais de litoestratigrafia, geomorfologia e pedologia, e partindo das
correlações conceituais propostas pelo CETEC-MG (1981) e de correlações estatísticas em Martins
Junior (2006), apresenta-se o Quadro 2. Com base nesse quadro, torna-se possível inferir os processos
e produtos que se correlacionam às formações de solo e relevo a partir dos efeitos eluviais, coluviais e
aluviais de intemperismo, transporte e deposição que agem sobre as litologias de origem.

35
Quadro 2 – Relações principais entre solos, geoformas, rochas e materiais de origem na Bacia do Paracatu.
Classes de Solos Superfícies
Geomórficas
Geologia Materiais de Origem
LVA, textura
argilosa
st TQda
Ku
Kmc
Depósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário Inferior
sto TQda
Eop
sa TQd
Eotm
Sedimentos detríticos pleistocênicos
pd
LVA plíntico
textura argilosa
d, st TQda
Ku
d TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos
LVA, textura
média
str Ka, Ku
Eop
Sedimentos detríticos provenientes da alteração de arenitos
cretáceossto
sa TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos
LVd, textura
argilosa
st TQda
Ku
Kmc
sto TQda
Eop
sa TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos, com provável influência de
sedimentos, provenientes da alteração de rochas da F. Paraopebasoka Eop
LVd, textura
média
st Kmc Depósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário Inferior
sa Eotm
TQd
vx, pt, rv Eop Sedimentos detríticos provenientes da alteração de arenitos
cretáceos, com provável influência de sedimentos, provenientes
da alteração de rochas calcíferas da F. Paraopeba
LVe, textura
argilosa *
dissecação/
mistas
sa
Eop Sedimentos detríticos pleistocênicos provenientes da alteração de
rochas calcíferas da F. Paraopeba
TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos, com provável influência de
sedimentos, provenientes da alteração de rochas calcíferas da F.
Paraopeba
soka Eop
LVe, textura
média
vx, pt, rv Eop Sedimentos detríticos provenientes da alteração de arenitos
cretáceos, com provável influência de sedimentos, provenientes
da alteração de rochas calcíferas da F. Paraopeba
soka TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos provenientes da alteração de
LVdf* st, rc, crv Kmc Sedimentos provenientes da alteração de rochas básicas da F.
Mata da Corda
PVAe, textura
média
soka TQd
Eop
Sedimentos detríticos pleistocênicos provenientes da alteração de
PVAe, textura
argilosa
dissecação/
mistas
Eop Sedimentos provenientes da alteração de rochas calcíferas
soka, sa
PVAe, textura
média/argilosa
soka TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos, provenientes da alteração de
rochas da F. Paraopeba
NV similar * dissecação/
mistas
Eop Sedimentos provenientes da alteração de rochas calcíferas da F.
Paraopeba
PLe vértico,
textura
siltosa/argilosa *
teka TKd Sedimentos detríticos pleistocênicos
PLd plíntico,
textura
siltosa/argilosa *
teka TKd Sedimentos detríticos pleistocênicos

36
Classes de Solos Superfícies
Geomórficas
Geologia Materiais de Origem
CXbd, textura
argilosa e média
sto TQda
Eop, tm
Eomb
Rochas essencialmente ardosianas dos Grupos Bambuí
sa Eop, tm
dissecação/
mistas
CXe, textura
argilosa *
sa – soka Eop Sedimentos detríticos pleistocênicos, provenientes da alteração de
rochas calcíferas da F. ParaopebaTe TQd
tf, te Qa Sedimentos detríticos pleistocênicos e recentes, provenientes da
alteração de rochas calcíferas da F. Paraopeba
dissecação/
mistas
Eop Rochas ardosianas e calcárias da F. Paraopeba
RLd dissecação/
mistas
Eop
Eotm
pc
Ka, mc
Rochas essencialmente ardosianas, mas também quartzíticas e
areníticas do Pré-cambriano, Eo-cambriano e Cretáceo
(formações Aerado e Mata da Corda).
RLd,
concrecionário
dissecação/
mistas
Eop, tm
Pec
Rochas essencialmente ardosianas, provenientes do grupo
Bambuí, com influência dos materiais lateríticos, provenientes do
desmonte de níveis de acumulação
RLd arenoso dissecação/
mistas
Ka, Ku Arenitos Cretáceos
RLe* dissecação/
mistas
Eop Rochas ardosianas e calcárias da F. Paraopeba
GMd ve Qa Sedimentos recentes colúvio-aluviais
GXbd, textura
argilosa
d TQda
Ku
TQd
RQg d TQd
Eotm
sa
RUbe pt, tf Qa Sedimentos aluviais recentes
RQo d TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos
sa
sto Eop, tm Sedimentos provenientes da alteração de arenitos cretáceos
str Ka, Ku
dissecação
V* tf, pf, sa TQd, Qa Sedimentos pleistocênicos e recentes, detríticos e aluviais,
provenientes da alteração de rochas calcíferas da F. Paraopeba
NV* st, rc, crv Kmc Sedimentos provenientes de rochas básicas da F. Mata da Corda
LVef* st, rc, crv Kmc Sedimentos provenientes de rochas básicas da F. Mata da Corda
*Classes de solo com representatividade em nível de inclusão – sem representação cartográfica para a escala do
mapa da Figura 20. Para esses solos: NV= nitossolos vermelhos; PL= planossolos; V = vertissolos; f= atributo
férrico (teores de teores de 180g/kg a < 360g/kg de solo).
As variáveis morfométricas de drenagem (densidade de drenagem, taxa de bifurcação, índice
de compacidade gravelius, altitude média e variação de altitude) e as coberturas de litoestratigrafia,
geomorfologia e pedologia foram calculadas por sub-bacias e interpretadas por técnicas estatísticas de
análise de agrupamento (cluster), cujo produto cartográfico encontra-se na Figura 23. O trabalho foi
realizado junto à equipe de pesquisa do CETEC-MG, UFOP e IGA. Por meio desse mapa, é possível
inferir uma diferenciação preliminar dos sistemas geoambientais dispostos ao longo da bacia. A
análise conjunta de pedologia e morfometria mostra contraste significativo entre o Leste da bacia, o
Oeste da bacia e o extremo Noroeste. Também é possível notar, no mapa de integração geral, como as
características das cabeceiras da bacia diferenciam-se das baixadas nas entre-bacias de 2ª e 3ª ordem.

37
Figura 23 – Análise de agrupamento das Sub-Bacias do Rio Paracatu, com as variáveis de morfometria,
litoestratigrafia, geomorfologia e pedologia.

38
7 – CLIMA
A bacia hidrográfica do Rio Paracatu apresenta clima megatérmico chuvoso do tipo Aw
(IGAM 2006). Trata-se de um clima tropical chuvoso típico, com temperaturas elevadas, e
precipitação de oscilação unimodal concentrada no período de outubro a abril, quando chove em
média 93% do total anual (Mulholland 2009).
A influência do anticiclone semifixo do Atlântico Sul e a massa de ar tropical continental são
responsáveis pela estabilidade do tempo na região, com predomínio de dias ensolarados (Ruralminas
1996). Todavia, esses sistemas influenciam pouco no regime pluviométrico, em virtude efeito da
continentalidade sobre os teores de umidade oriundos das frentes oceânicas, bem como pela barreira
orográfica do Espinhaço (Ruralminas 1996).
As correntes perturbadas de sul atingem a Bacia na estação do inverno, causando abaixamento
temporário da temperatura (Ruralminas 1996). Todavia, não provocam alteração da pluviosidade, pois
seu trajeto continental extenso já lhe retirou o excesso de umidade.
A pluviosidade é praticamente comandada pelas correntes perturbadas de oeste, advindas por
linhas de instabilidade tropical (Ruralminas 1996). As linhas de instabilidade se formam por
depressões barométricas induzidas de dorsais de altas (Gamache & Houze Junior 1982; Dias 1987),
habitualmente sobre os estados de Mato Grosso e Goiás, deslocando-se em rajadas para o oeste de
Minas Gerais. Tais dados condizem com os ventos predominantes na direção E e NE para a bacia
(Ruralminas 1996).
Com base nos dados das estações pluviométricas e climatológicas apresentados por
Ruralminas (1996) e por Nunes & Nascimento (2004), em acordância com os aspectos de gênese
climática, é possível deduzir uma forte correlação espacial entre os atributos climáticos. Dessa forma,
percebe-se que, partindo dos limites das cabeceiras a noroeste, oeste e sudoeste, seguindo na direção
das bacias de leste e da foz a nordeste, constatam-se as seguintes tendências:
- os totais precipitados normais do período chuvoso são decrescentes de 1350mm para 900mm;
- a temperatura média anual aumenta em apenas 2ºC (de 22°C a 24°C), obedecendo a controle
topográfico, sem variações latitudinais significativas;
- a umidade relativa do ar média anual aumenta, de 69% para 79,4%;
- a insolação média anual é crescente, com 2.106,8 horas em Paracatu e com 2.596,1 horas em
João Pinheiro.
- a nebulosidade é decrescente; com média de 5,7 décimos de céu descoberto em Paracatu e 5,2
décimos em João Pinheiro e Bonfinópolis.
- as taxas de evapotranspiração potencial são crescentes, de 1000mm para 1350mm;
- as taxas de evapotranspiração real são crescentes, com 823,9mm em Cabeceiras e com

39
1.036,2mm em Cachoeira Paredão;
- o excesso hídrico diminui (na estação úmida), com 738,3mm em Guarda-Mor e com 143,5mm
em Porto Alegre;
- o déficit hídrico aumenta (na estação seca), com 132,1mm em Guarda-Mor e com 498,5mm em
Porto Alegre;
- aumento na frequência de veranicos de 5 e de 10 dias.
Em virtude do número de estações pluviométricas ser mais bem distribuído que o de estações
climatológicas, essa variação espacial dos atributos climáticos pode ser observada de forma integrada
pelo mapa de pluviosidade (Figura 24).

40
Figura 24 – Mapa de pluviosidade normal anual na Bacia do Paracatu.

41
8 – COBERTURA VEGETAL E USO DO SOLO
A Bacia do Rio Paracatu encontra-se sobre o Bioma Cerrado. Os tipos de vegetação existente
são: veredas, cerradão, campo cerrado, parque de cerrado. Também estão presentes na sub-bacia,
ecossistemas de mata fluvial ciliar e mata seca (CETEC-MG 1989), bem como sistemas hidromórficos
como lagoas marginais e campos hidromórficos (Ruralminas 1996).
Até 1975, como evidenciado por análise de imagens de satélite Landsat 1 (Vasconcelos 2010),
predominava na maior parte do Paracatu, uma região ainda conhecida como Sertões, ou seja, vastas
áreas utilizadas para pecuária extensiva de baixa tecnologia, em pastagens naturais (CETEC-MG,
1981).
Os processos de conversão de uso do solo na região foram iniciados pelo reflorestamento de
Pinus e Eucaliptus, respaldado pela Lei Federal nº 5.106, de 1966, que concedia incentivos fiscais a
essas atividades (Gonçalves 2006; Vasconcelos 2009). O relativamente irrisório preço das terras foi
um dos motivos determinantes na ocupação dos cerrados (Silva 2000). Com os programas e incentivos
de ocupação do Noroeste de Minas Gerais, a partir da década de 1970, houve uma aceleração brusca
da expansão agropecuária na região.
As condições planas do relevo permitiram o uso de mecanização agrícola, modificando-se
rapidamente a paisagem através da retirada expressiva da cobertura vegetal natural (Silva 2000).
Apesar de a ocupação maciça ter se passado nas décadas de 1970 e de 1980, ainda hoje existe um
movimento de expansão da área cultivada e intensificação do uso de recursos naturais, buscando
atingir níveis produção mais elevados (Vasconcelos 2009).
Em um primeiro momento, predominou a agricultura de sequeiro, nos vales de maior aptidão
agrícola (Andrade 2007), enquanto a associação pecuária/carvoejamento avançava por frente ao
Cerrado, rumo às cabeceiras das bacias hidrográficas. A partir da década de 1980, a Companhia de
Produção Agrícola (Campo) empregou a uma estratégia de arregimentar agricultores de outras regiões
do país (especialmente a Região Sul), fornecendo assistência técnica e trabalhando com
cooperativismo rural, tornando possível o estabelecimento de projetos agrícolas de irrigação mais
modernos (Moreira 2006).
Na década 1990, as margens de lucro para o agronegócio tornaram-se cada vez mais estreitas,
não sendo difícil observar o resultado desse cenário econômico sobre a viabilidade da agricultura de
sequeiro tradicional. Como resultado, observa-se na Bacia do Paracatu o abandono de extensas áreas
de agricultura de sequeiro (Andrade 2007). Torna-se um cenário de ocupação do solo contrastante, em
que a agricultura irrigada procura avançar sobre as áreas aptas, em busca de ganhos de escala,
ganhando espaço sobre as outras formas tradicionais de ocupação do solo, que se tornaram

42
praticamente inviáveis. Nas áreas onde não se consegue instalar a agricultura irrigada, observa-se o
impasse quanto a qual deve ser o seu uso adequado – e na falta de outra atividade, retorna-se algumas
vezes ao uso para pecuária (Andrade 2007).
Segundo dados de 1998 (Dino 2001), a porção Oeste da bacia do Paracatu, onde se encontram
as sub-bacias de Entre-Ribeiros e do Rio Preto, era mais desenvolvida e mais ocupada do que a porção
Leste, por possuir clima e solos mais aptos à produção agropecuária. Justamente nessa região estão
concentradas as maiores cidades do Noroeste de Minas.
A partir do ano de 2001, o cenário econômico nacional e internacional tornou-se ainda mais
favorável à expansão da frente agrícola irrigada do Noroeste de Minas Gerais. A securitização e
renegociação de dívidas agrárias também contribuíram para esse novo pulso de desenvolvimento
(Andrade 2007). Na região Noroeste de Minas, de acordo com a pesquisa agrícola do IBGE, a área
plantada por agricultura temporária ocupava em 1996 a extensão próxima de 350.000ha, chegando a
mais de 600.000ha em 2005. Isso equivale a um crescimento de 250.000ha em menos de uma década,
ou seja, um aumento de área equivalente acima de 70%. Schmidt et al. (2004) confirmam que, no ano
de 2002, o Noroeste de Minas Gerais possuía a maior concentração de pivôs de irrigação circulares do
Sudeste brasileiro.
Martins Junior (2006), Andrade (2007), Vasconcelos (2009), Vasconcelos (2010) e Alvarenga
(2010) conduziram estudos detalhados sobre os impactos ambientais ocasionados pela expansão das
atividades agropecuárias na Bacia de Entre-Ribeiros. Os principais vetores de impacto identificados
foram o desmatamento extensivo das áreas de cerrado com redução de 69,99% de 1975 a 2007
(Vasconcelos 2010), levando à sua consequente fragmentação; bem como também o uso intensivo de
água para irrigação. Outros impactos relevantes, em áreas determinadas, foram a erosão laminar e a
intervenção de drenagem e/ou barramentos em veredas e lagoas marginais.
Nos anos de 2005 a 2007, a conversão para uso do solo agropecuário continuou acelerada no
Município de Paracatu. De acordo com os dados de Carvalho e Scolforo (2008), o Município de
Paracatu, neste período está entre os quatro municípios mineiros que mais apresentaram incremento de
área utilizada para agricultura e, ainda, está entre os sete municípios que mais converteram seu uso do
solo para a pecuária.
Os mapas de vegetação e uso do solo da Bacia do Rio Paracatu, para os anos de 1999 e 2007,
são apresentados nas Figuras 25 e 26. Apesar das metodologias de classificação supervisionadas não
tornarem as classes de cobertura vegetal estritamente comparáveis, é possível perceber o avanço da
ocupação antrópica sobre as áreas de cerrado.
Vasconcelos (2010) sintetiza os seguintes processos e tendências para a região, entre os
períodos de 1975 a 2008:

43
1) Ecossistemas Nativos:
a. Regeneração de florestas em terrenos de ravinas relativos a pastagens abandonadas,
especialmente em áreas declivosas, por se mostrarem inadequadas para essa atividade econômica
(Latuf 2007).
b. Relativa conservação de algumas áreas de preservação permanente de matas ciliares e
terrenos de inclinação elevada, além de algumas áreas de reserva legal.
2) Agropecuária de baixa e média tecnologia.
a. Avanço das áreas de cultivo de sequeiro sobre as áreas de cerrado, no período dentre 1985
a 2000 (Latuf 2007).
b. Abandono recente das áreas de cultivo de sequeiro com baixo potencial de conversão para
áreas irrigadas (Andrade 2007).
3) Assentamentos de Reforma Agrária (a partir da década de 1990)
a. Mosaico heterogêneo de paisagem nas áreas loteadas, com grande variação temporal de
uso, devido à constante troca e venda de lotes.
b. Soltio generalizado de gado nas Reservas Legais e Áreas de Preservação Permanente
relativas a cerrados degradados em diferentes estágios de regeneração (Universidade Federal de
Viçosa/Funarbe 2004, 2005a, 2005b, 2005c, 2006).
c. Ciclos de desmate vinculados a autorizações de desmate e financiamento rural autorizados
pelo Incra.
4) Agricultura Irrigada de Alta Tecnologia.
a. Expansão das áreas de pivôs centrais, vinculada historicamente a ciclos de financiamento
rural e a renegociações de dívidas.
b. Aumento na quantidade de barragens de pequeno porte para irrigação (Latuf 2007),
inclusive em áreas de veredas (Andrade 2007) e lagoas marginais (Andrade 2007).
c. Os únicos remanescentes preservados, em meio à área de maior predominância de projetos
de irrigação, correspondiam às delimitações de reservas legais (Assad et al. 1991 e 1992). Em
muitos casos nem mesmo foram respeitadas as áreas de proteção permanente das margens dos
cursos d’água (Assad et al. 1991; 1992).
5) Áreas Alagadas.
a. Diminuição das áreas alagadas, pela drenagem para agricultura tradicional e irrigada,
especialmente nas áreas de baixada da bacia.

44
Figura 25 – Mapa de vegetação e uso do solo para o ano de 1999, na Bacia do Rio Paracatu. Obtido por meio de
classificação supervisionada de imagens Landsat. Fonte: Silva (2004)

45
Figura 26 – Mapa de vegetação e uso do solo da porção mineira da Bacia do Rio Paracatu, para o ano de 2007.
Obtido por meio de classificação supervisionada de imagens Landsat 5.

46
8.1 Uso de Recursos Hídricos
Com a expansão dessa frente agrícola irrigada, a utilização dos recursos hídricos em
determinadas áreas da Bacia do Rio Paracatu chegou a um nível crítico, especialmente nas sub-bacias
de Entre-Ribeiros e Rio Preto (Ruralminas 1996; Dino 2001). Em períodos de maior estiagem,
chegou-se inclusive a conflitos entre os agricultores pelos recursos hídricos escassos (Pruski et al.
2007). Nessas ocasiões em que não há recurso hídrico o suficiente para atender à demanda, quando os
agricultores disputam a água entre si, pode-se perceber um custo produtivo ocasionado pela escassez
de recursos hídricos. Afinal, por não haver água para todos produzirem, alguns terão que deixar de
utilizar do privilégio produtivo da irrigação, ao menos na escala em que precisariam. Sem contar os
prejuízos ambientais drásticos causados pela redução da vazão dos rios, muito abaixo da vazão
ecológica necessária para a manutenção dos ecossistemas aquáticos e terrestres associados.
Os maiores conflitos por uso de água, bem como os maiores impactos ambientais, tendem a
ocorrer nos anos em que há grandes estiagens (com a consequente baixa na vazão dos rios), como nos
períodos de 1987-89, de 1996 e de 1998, conforme informam as estações fluviométricas localizadas na
Bacia do Rio Paracatu (Carvalho et al. 2004; Latuf 2007). Além desses dois períodos, como atestado
pela Agência Nacional de Águas (2003), no ano de 2003, houve notícia de períodos em que o leito do
Ribeirão Entre-Ribeiros secou. Relatos da população do Município de Paracatu colhidos em Martins
Junior (2006) também confirmam essa informação.

47
9 – HIDROGEOLOGIA
O funcionamento geral dos sistemas hidrogeológicos e das principais áreas de recarga
na Bacia do São Francisco e do Noroeste de Minas Gerais são apresentados nos estudos do
Planoroeste II (CETEC-MG 1981) e em Ramos & Paixão (2004). O estudo mais
regionalizado das zonas de recarga da bacia do Paracatu foi realizado por Ruralminas (1996) e
Martins Junior (2009). Esses estudos foram importantes por indicar quais unidades
geoambientais (conjugando litoestratigrafia, geomorfologia, pedologia e pluviometria) serão
mais importantes para recarga dos aquíferos da Bacia do Rio Paracatu. Os sistemas aquíferos,
propostos por Ruralminas (1996) são apresentados no Quadro 3 e no mapa da Figura 27. O
funcionamento hidrológico e hidrogeológico dos sistemas hídricos agrupado preliminarmente
por áreas homogêneas encontra-se na Figura 28. A Figura 48, no Anexo, demonstra a divisão
da vazão em cada sub-bacia, separada por Fluxo Rápido, Interfluxo e Fluxo de Base. A Figura
59, por sua vez, apresenta os dados interpolados das características do poços, retirados do
Sistema Siagas.
Quadro 3 – Tipologia de rochas portadoras de sistemas aquíferos da Bacia do Paracatu. Fonte: Ruralminas
(1996)
Tipologia de rochas
portadoras de sistemas
aquíferos
Ocorrência
na Bacia
Litologia Predominante e Unidades Geológicas Associadas
GRANULAR 41,3%
Aquíferos
quaternários
(5,4%) Depósitos aluviais (Qal) – areias, siltes, argilas e cascalhos
Aquíferos
Terciário-
Quaternários
(25,9%) Coluviões e coberturas detríticas – areias finas a médias com
argilas, às vezes lateritizadas, e cascalheiras (TQC)
Aquíferos
Cretáceos
(10%) Fm. Mata da Corda, Fm. Urucuia e Fm. Areado – arenitos
predominantemente finos; secundariamente conglomerados;
argilitos e siltitos intercalados e tufitos (K)
KÁRSTICO 6,7% Fm. Vazante e Fm. Paraopeba do Gp. Bambuí – fácies
carbonatada calcários e dolomitos, com intercalações
argilosas (CaPeB)
KÁRSTICO-FISSURADO 33,6% Fm. Paraopeba do Gp. Bambuí – fácies argilo-carbonatada a
pelítica (ardósias, meta-argilitos, meta-siltitos e margas, com
intercalações de rochas carbonáticas) (PeB)
FISSURADO 18,4% Rochas do Gp. Canastra e Fm. Paracatu – quartzitos e filitos
Fm. Paranoá (filitos e quartzitos grosseiros
interestratificados)
Fm. Três Marias (arcósios predominantemente) (PeC)

48
Figura 27 – Litologia superficial portadora de sistemas aquíferos da Bacia do Paracatu. Adaptado de Ruralminas (1996).

49
Figura 28 – Delimitação das regiões homogêneas dos sistemas hídricos na bacia do Paracatu (Euclydes et al.
2004, apud Novaes 2005).
Com base nas análises físico-químicas coletadas nos leitos da Bacia do Paracatu no período de
águas baixas pelo CETEC-MG (1981), cotejada com a litologia das sub-bacias, é possível inferir a
influência dos principais aquíferos contribuintes na assinatura geoquímica dos cursos de água. Os
parâmetros analisados foram pH, condutividade elétrica (relacionada a sólidos dissolvidos), conteúdo
de sódio, dureza, razão cálcio/magnésio, concentração de cloretos e sulfatos. Essa correlação pode ser
sintetizada no Quadro 4.

50
Quadro 4 – Litologia dos aquíferos preponderantes sobre a assinatura hidrogeoquímica dos cursos de água na
Bacia do Paracatu.
Sub-Bacia (De montante para jusante, conforme
confluem para a foz do Rio Paracatu)
Litologia de aquífero preponderante sobre a Assinatura
Hidrogeoquímica
Santa Catarina Calcário e Dolomito
Alto Paracatu Dolomito
Escuro e Escurinho Coberturas detríticas
Paracatu (Estação da Ponte da BR-040) Diluição mista entre calcário, dolomito e coberturas detríticas
Prata Formação Aerado
Riacho dos Poções Sedimentos TQD
Preto Calcário e Dolomito
Entre-Ribeiros Calcário e Dolomito
Médio Paracatu Diluição entre calcário, dolomito e coberturas detríticas
Sono Formações Aerado e Urucuia
Sub-bacias da margem esquerda do Baixo Paracatu Formações arenosas cretáceas ou terciário-quaternárias
Baixo Paracatu Arenitos Cretáceos e sedimentos TQD
Por meio do Método Gráfico de Barnes (1939), a Ruralminas (1996) estimou que, para a bacia
do Rio Paracatu há uma contribuição de 55% dos aquíferos para a manutenção da vazão dos cursos
d’água. Essa contribuição aumenta na medida em que o curso d’água apresenta mais áreas de recarga
de arenitos cretáceos e de sedimentos de cobertura terciário-quaternária nos planaltos de altitude
(CETEC-MG 1981) – observação que fundamenta a escolha dessas áreas para a delimitação das
zonas preferenciais de recarga dessa bacia hidrográfica (Ruralminas 1996). Ramos e Paixão (2004) e
Mourão (2001) também destacam a importância dos aquíferos areníticos para a perenização dos rios
da Bacia do São Francisco. O CETEC-MG (1981), ao executar o Método Gráfico de Barnes (1939)
para separação do escoamento subterrâneo, considerou que a infiltração e contribuição proveniente das
formações fraturadas e kársticas do aquífero Bambuí seria muito reduzida ou praticamente nula,
quando comparada aos aquíferos granulares.
As unidades geológicas da Formação Aerado (Período Cretáceo) caracterizam-se por aquíferos
livres que fornecem significativa quantidade de água por meio de fontes de encosta (CETEC-MG
1981). São formadas por arenitos espessos (até 140 metros) e repousam diretamente sobre substrato
relativamente menos permeável do grupo Bambuí (Período Eo-Cambriano) (CETEC-MG 1981).
Entretanto, as mesofraturas subjacentes identificadas na formação Bambuí podem aumentar a
complexidade desses aquíferos através da combinação de aquíferos granulares com aquíferos
fraturados sotopostos (Martins Junior et al. 2006). A Formação Mata da Corda, com até 100 metros de
espessura, também forma aquífero poroso, sobreposto à Formação Aerado (Ruralminas 1996).
Morfologicamente, os aquíferos porosos de cobertura terciário-quaternária mais antigos jazem

51
sob parte dos Planaltos Residuais do São Francisco, formando superfícies tabulares em cotas acima de
900m (Andrade 2007). No caso da Bacia do Paracatu, trata-se de superfícies tabulares pouco
retrabalhadas, com praticamente ausência de drenagem, o que caracteriza uma espessa camada
sedimentar com elevada capacidade de infiltração potencial (CETEC-MG 1981). As áreas de
descarga principais situam-se ao sopé das elevações, ao longo do flanco ou rebordo das chapadas, no
contato do aquífero com o substrato impermeável. Esses aquíferos possuem espessura média de 10m,
embora excepcionalmente alcancem 30 metros (Ruralminas 1996), havendo registro de até 80 metros
(Mourão 2001).
Os aquíferos sedimentares terciário-quaternários mais recentes, que se localizam em regiões
nas planícies de baixada da Bacia do Rio Paracatu, recobrem os pelitos de baixa permeabilidade do
Grupo Bambuí; é observada frequentemente a exsudação na área de contato entre essas duas litologias
(CETEC-MG 1981; Mourão 2001). Pela geomorfologia predominante de superfícies de aplainamento
para essa litologia (Andrade 2007), pode-se hipotetizar a existência de fluxos de base locais e
regionais, quando se verifica uma conexão hidráulica entre esses aquíferos e os rios – dessa forma, os
aquíferos funcionam como reguladores das vazões desses cursos d’água (CETEC-MG 1981). Seu
potencial de armazenamento de água é menor que nos demais aquíferos porosos da bacia, em virtude
da pouca espessura – em média de 5 metros (Ruralminas 1996), salvo em depressões (até 100 metros)
(Mourão 2001).
Em determinadas zonas planas de latossolo presentes sobre o aquífero sedimentar terciário-
quaternário, bem como sobre toda a planície de inundação do médio-baixo Paracatu, há zonas com alta
densidade de lagoas marginais e áreas alagadas temporárias. De acordo com Ruralminas (1996),
alguns desses corpos hídricos se devem a afloramentos do aquífero freático, e outros se devem ao
aporte de inundação em abaciamentos e depressões rasas sobre formações argilosas relativamente
impermeáveis. Apesar da forte perda de água por evaporação - o que indica o caráter intermitente
desses corpos d’água (CETEC-MG 1981), essas áreas alagadas contribuem lentamente para os fluxos
subsuperficiais. Nos casos em que há conexão direta com o aquífero freático, todavia, essas áreas
alagáveis podem evidenciar zonas de descarga de aquíferos.
Os aquíferos fissurados correspondem especialmente aos Grupos Bambuí e Canastra; e pelas
Formações Paracatu, Paranoá e Três Marias. Caracterizam-se por apresentar permeabilidade de
fissuras e diáclases. A potencialidade destas rochas para armazenamento e circulação hídrica depende
da extensão, continuidade e interligação dos fraturamentos, bem como da abertura ou volume de
vazios no interior dessas estruturas. As possibilidades de infiltração direta de água nestas rochas-
reservatórios a partir das águas pluviais são reduzidas, dado que as descontinuidades de fraturas
constituem feições relativamente localizadas (Mourão 2001). A recarga se dá pela infiltração vertical
descendente através do freático superior ou de infiltração mais profunda do capeamento sedimentar

52
cretáceo e terciário-quaternário, bem como pelos pontos de coincidência fratura-drenagem, ou seja,
através dos leitos dos cursos d’água controlados por direções de fratura (Ruralminas 1996).
Os árcósios da Formação Três Marias, por sua matriz arenosa, apresentam potencial de
armazenamento relativamente maior do que os demais sistemas de aquíferos fissurados da bacia.
Todavia, a cimentação feldspática e argilosa entremeante à matriz arenosa limita bastante o potencial
aquífero, quando comparado aos aquíferos porosos das formações Aerado, Urucuia e Mata da Corda.
A Ruralminas (1996) ressalta que a análise do coeficiente de recessão na área de contribuição da
Formação Três Marias, evidencia o potencial limitado dessa litologia como portadora de aquíferos.
Os aquíferos kársticos da Bacia do Paracatu correspondem predominantemente a áreas
geomorfológicas de cristas e vertentes encaixadas (Andrade 2007) de declividade acentuada. Como se
distribuem pela Zona de Deformação, submetida a forte tectonismo (falhamentos de empurrão, falhas
transcorrentes e estruturas de dobramentos), pressupõe-se um alto grau de fraturamento. Ademais, a
presença de dolinas, cavernas e sumidouros indica um desenvolvimento endokárstico ativado por
dissolução. Em vista disso, pressupõe-se que tais aquíferos possam permitir um fluxo hidrogeológico
significativo. Todavia, em função da expressividade do escoamento em dutos inerentes às formas
kársticas evoluídas, seus aquíferos apresentariam recessão mais acentuada, esgotando-se mais
rapidamente e provendo, pois, menos água às nascentes durante o ápice do período de estiagem.
A Formação Paraopeba representa uma complexa estratigrafia que combina fácies fissurais
pelíticas com fácies kársticas. Na parte ocidental, há um predomínio maior de fácies carbonatadas
(Ruralminas, 1996). As características hidrogeológicas, por conseguinte, apresentam atributos ora
kársticos, ora fissurais, ora de caráter misto. Mourão (2001) aponta poços que atingiram reservas
expressivas de aquíferos kársticos sotopostos a acamamentos impermeáveis fraturados do Grupo
Bambuí, na Bacia do Paracatu, ressaltando a importância da comunicação entre os dois meios
fraturados.
Os aquíferos de depostos aluviais do quaternário são encontrados de forma generalizada ao
longo da rede de drenagem, nas planícies de inundação e terraços. Constituem zonas ativas de troca de
água, recebendo recarga dos rios nos períodos de águas altas, com restituição nos períodos de estiagem
(Mourão 2001).
Realizadas as observações sobre cada sistema de rochas portadoras de aquifero, ainda
remanesce o interesse em estimar o porte das reservas aquíferas da Bacia do Rio Paracatu. Ruralminas
(1996) estimou as reservas permanentes (ou acumuladas) dos aquíferos em por meio da seguinte
equação:

53
Rp = A x Ho x α
onde:
A = área de ocorrência do aquífero em m2
Ho = Espessura saturada estimada em metros
α = Porosidade efetiva estimada
As estimativas dos valores de A, HO e α encontram-se na Tabela 1.
Tabela 1 – Estimativa de área, espessura saturada em metros e porosidade efetiva estimada para os sistemas de
rochas portadoras de aquíferos na Bacia do Rio Paracatu
Sistema Aquífero Área (em m2
) Ho (em metros) α
Aluvial – Qal 2.463, 7 E + 6 5 0,1
Cobertura Terciário-
Quaternária – TQd
11.816, 8 E + 6 3 0,05
Creácicos – K 4.562,5 E + 6 60 0,07
Kársticos 3.056 E + 6 60 0,001
Fissurados 38.006 E + 6 60 0,001
Dessa forma, as reservas permanentes ou acumuladas seriam iguais a:
Qal = 1,23 E+9 m3
TQc = 1,77 E+9 m3
K = 19,1 E+9 m3
CaPεB = 0,18 E+9 m3
PεB+PεBC = 2,28 E+9 m3
___________
Total 24,5 x E+9m3
Com base na estimativas de escoamento de fluxo de base (Método Gráfico de BARNES 1939)
a Ruralminas (1996) estimou as reservas reguladoras como 8.022 E + 6 m3
anuais. A estimativa foi
comparada à capacidade de armazenamento pela análise de recessão do aquífero (Método de
MAILLET 1905), a qual chegou a um resultado mais conservador, na ordem de 5.764 E + 6 m3
por
ano. Ambas às estimativas referem-se aos resultados da Estação Porto Alegre (mais a jusante na
bacia), com área de drenagem de 42.367 km2
.

54
10 – SÍNTESE
A Estratigrafia da Bacia do Rio Paracatu condiciona distintos sistemas de rochas portadoras de
aquíferos. Os acamamentos sedimentares profundos (cretáceos, e coberturas detríticas terciário-
quaternário nos planaltos de cabeceira) apresentam-se como principais áreas potenciais para recarga e
armazenamento das águas subterrâneas. As coberturas detríticas terciário-quaternárias rasas de
baixada, assim como as coberturas aluviais, possivelmente possuem um papel secundário, mais
voltado à regulação de vazões.
Os sistemas aquíferos ligados a acamamentos kársticos e metamórficos dependem bastante da
heterogeneidade espacial proveniente da história geológica estrutural ligada à formação da Bacia do
Rio Paracatu. Nesse contexto, as estruturas rúpteis e dúcteis demandam uma atenção particular.
A configuração espacial dos atributos climáticos e de geomorfologia fluvial (variáveis
morfométricas) apresenta uma gradual transição das características e processos geoambientais no
percurso das cabeceiras para a foz da Bacia do Rio Paracatu, demonstrando inclusive a gradação de
processos locais e regionais hidrogeológicos. A distribuição cartográfica de Geomorfologia e Solos
correlaciona-se espacialmente, por um viés, com as bases litoestratigráficas (relativo aos processos de
edafização e de formação do relevo), embora também apresente uma forte correlação com a transição
geoambiental da cabeceira para foz.

55
ANEXO
CLASSIFICAÇÕES LITOESTRATIGRÁFICAS: COLUNAS,
CORRELAÇÕES, MAPAS E PERFIS GEOLÓGICOS PARA A BACIA
DO RIO PARACATU
Quadro 5 – Estratigrafia da região de Unaí-Paracatu-Vazante. Fonte: Marini et al. (1984), adaptado por Endo
(2006).
ERA PERÍODO GRUPO
SUB-
GRUPO
FORMAÇÃO
DESCRIÇÃO
LITOLÓGICA
Cenozóico
Terciário-
Quaternário
Sedimentos areno-
argilosos vermelhos e
marrons
Fanerozóico Cretáceo
Urucuia Arenito
Areado Arenito
Proterozóico
Superior Bambuí
Três Marias Metarenitos arcoseanos
Paraopeba
Metapelitos verdes e
pretos, calcários e
quartzitos
Ibiá
Xistos cloríticos e
Calcixistos verdes
Jequitaí Metadiamictitos
Médio
Vazante
Metapelitos, ardósias,
quartzitos e dolomitos
Paranoá Quartzitos
Canastra Quartzitos e xistos

56
Quadro 6 – Propostas de nomenclatura estratigráfica para a região de Unaí-Paracatu-Vazante
Fonte: Endo (2006)
Braun (1968)
Almeida
(1968)
Dardenne
(1976)
Madalosso e Valle
(1978)
Dardenne
(1978)
Madalosso (1980) Rigobello et al. (1988)
Coelho et
al. (2005)
Fm.Paraopeba
Fm.
Paracatu
Fm.Paraopeba
UnidadeA
UnidadeA
Fm. Paracatu Fm. Paracatu Fm. Paracatu
Fm.Paraopeba
UnidadeB
UnidadeB
Fácies
dolomítica
grafitosa
arenosa-
síltica
Fm.Vazante
Mb.
Morro do
Calcário
Fm.Vazante
Fácies
Morro
Agudo
Fm.Lapa
Fácies Serra do Landim
Gr.Bambuí
Serra do
Landim
Fácies Serra da Lapa
Serra da
Lapa
Fácies Serra do Velosinho
Serra do
Velosinho
Superior
Fácies CercadoSerra do
Velosinho
Inferior
filito
ardoseano
grafito-
carbonoso
Mb. Serra
do Poço
Verde
Mb.MorrodoCalcário
Fm.Vazante
Mb.Pamplona
Fácies Superior
Fácies Médio
Fácies Inferior
recife
Mb.Morro
doPinheiro
Fácies Superior
Fácies Inferior
Un.C
Un.C
Mb. Serra
do
Garrote
Mb. Serra do
Garrote
Fm. Serra do Garrote

57
Figura 29 – Esboço geológico da Faixa Brasília. Distribuição do grupo Bambuí, da formação Vazante, da
Formação Ibiá e do grupo Paranoá na faixa de dobramentos Brasília. Notar o Domo de Cristalina,
aproximadamente entre 17ºS e 48ºW, à oeste da Bacia do Paracatu. Fonte: Schobenhaus et al. (1984).

58
Figura 30 – Mapa indicando os perfis, colunas e correlações estratigráficas realizados por diversos pesquisadores na região do Paracatu. Fonte: Martins Júnior et al. (2005). A
numeração é indicada entre as figuras deste anexo.

59
Figura 31 – Coluna estratigráfica dos grupos Vazante e Canastra. Fonte: Dardenne (2000) e Valeriano et al.
(2004).

60
Figura 32 – Perfil Geológico 1. Fonte: Dardenne (1987)

61

62
Figura 36 – Correlação Litoestratigráfica, 5 (Fonte: Dardenne 1987), para o grupo Bambuí típico nos Estados de Goiás, Minas Gerais e Bahia.

64
Figura 37 – Correlação Litoestratigráfica para a formação Vazante entre Lagamar e Unaí, 6. Fonte: Dardenne (1987)

65
Figura 38 – Mapa Geologico da Região de Vazante,7. Fonte: Dardenne (1987)
Figura 39 – Coluna litoestratigráfica na Região de Vazante e Paracatu, 8. Fonte: Bettencourt (2001)

66
Figura 40 – Coluna Estratigráfica na Região de Paracatu, 9. Fonte: Freitas-Silva & Dardenne (1991)

67
Figura 41 – Perfil simplificado da Região de Paracatu, 10, mostrando imbricamento regional das litologias e a provável
configuração preterida em duplex. Em preto, está ressaltado o duplex Morro do Ouro. GC = Grupo Canastra, FP =
Formação Paracatu, FP-M = Fácies Morro do Ouro, FP-S = Fácies da Anta, FV = Formação Vazante, FV-M = Fácies
Morro do Calcário, FV-P = Fácies Psamo-Pelíticas. Fonte: Freitas-Silva & Dardenne (1991).
Figura 42 – Correlações Litoestratigráficas entre as sequências do Supergrupo São Francisco na região de Vazante, 11,
Fonte: Misi (2001).

68
Figura 43 – (a) Paleogeografia e fácies sedimentares da Formação Vazante, 13 (Misi 2001); (b) seção estratigráfica
composta da Formação Vazante, antes da deformação (Madalosso 1979).

69
Figura 44 – Perfil Geológico do Morro do Ouro, 14. Fonte: Moller (2001).
Figura 45 – Perfil Geológico da Região de Vazante, das Falhas de Vazante e da Serra do Garrote, 16 (Rostirolla 2002).
Seção Esquemática representando a estruturação da área (A – Zona de Falha de Vazante; B – Zona de Falha da Serra do
Garrote; 1 – metapelitos da Fm Serra do Garrote; 2 – filitos quartzosos Fm Serra do Garrote; 3 – metadolomitos do
Membro Morro do Pinheiro Inferior, Fm Vazante; 4 – filitos intermediários do Membro Morro do Pinheiro, Fm
Vazante; 5 – metadolomitos do Membro Morro do Pinheiro Superior, Fm Vazante; 6 – metapelitos e metadolomitos do
Membro Pamplona Inferior; 7 – metadolomitos do Membro Pamplona, Médio a Superior; 8 – colúvios; 9 – alúvios).

70
Figura 46 – Perfil geológico da Formação Ibiá entre Coromandel e Guarda-Mor, 15. Fonte: Pereira (1992).

71
Figura 47 – Mapa Esquemático do Cráton de São Francisco e das Zonas Marginais de Deformação no Noroeste de
Minas Gerais. Fonte: CETEC-MG (1981).

72
Figura 48 – Mapa com a vazão específica e os componentes de fluxo de cada seção
da bacia hidrográfica (em m3
.s/km2
)

73
Figura 49 – Mapas com as características os poços perfurados, constantes no sistema
Siagas.

74
Figura 50 – Mapas com variáveis hidromorfométricas.

75
Figura 51 – Mapas das variáveis morfométricas.

76
Figura 52 – Mapas com as variáveis morfométricas.

77
Explicações sobre índices utilizados para as variáveis morfométricas e
hidromorfométricas
Quadro 6 – Variável obtida com o programa Envi 4.8
Variável Explicação Referência
Declividade Razão máxima de mudança de altitude de uma célula para com
suas vizinhas. Obtida por meio do cálculo do momento de
derivação sobre uma superfície quadrática construída por
regressão polinomial a partir das bases de altimetria.
Jenness
(2011)
Quadro 7 – Variáveis obtidas com o programa ArcGis 10, extensão Spatial Analyst
Curvatura Trata-se da segunda derivada da superfície de elevação (a
primeira derivada é a declividade). A curvatura geral é calculada a
partir das 8 células vizinhas. A curvatura positiva indica
convexidade, enquanto a curvatura negativa indica concavidade.
Jenness
(2011)
Módulo da
Curvatura
Indica a expressividade de ondulação do terreno.
Distância ao
exutório
Distância de drenagem de cada ponto até a foz da bacia
hidrográfica (no caso, a foz da Bacia do Rio Paracatu)
Nível de
Nascentes
Superfície interpolada por kriggagem ordinária exponencial com
base na altitude nas nascentes
Quadro 3 – Variáveis obtidas com o programa SAGA 2.0.8
Declividade
Acumulada
Razão entre a altitude e a distância horizontal entre um ponto e o
divisor de águas mais alto que drena para esse ponto. Calculado
por processamento paralelo das células, sobre o modelo de
direção de fluxos múltiplos (MFD).
Freeman
(1991)
Quinn et al.
(1991)
Nível de Base Interpolação da altitude ao longo da hidrografia para o restante do
terreno.
Distância
vertical ao nível
de base
Subtração da altitude pelo nível de base. É considerado como
bastante correlacionado à profundidade até o aquífero freático.
Bock &
Köthe
(2008)
Altitude até o
rio
Distância vertical entre um ponto e o local da hidrografia para
onde ele verte suas águas pluviais.
Freeman
(1991)
O’Callaghan
(1984)
Nobre et al.
(2011)

78
Distância
horizontal até o
rio
Distância horizontal entre um ponto e o local da hidrografia para
onde ele verte suas águas pluviais.
Freeman
(1991)
O’Callaghan
(1984)
Nobre et al.
(2011)
Altura de
encostas
Índices morfométricos mensurados com referência na linha de
cumeada e no talvegue.
Os vales e encostas são definidos em razão dos pontos de sela
do terreno, em função da variação de sua curvatura e de seu
aspecto (azimute).
Altitude normalizada: Normalização geoestatística da altitude,
entre o vale (valor 0) e a cumeada (valor 1).
Altitude Padronizada: Padronização geoestatística da altitude
geral e a altitude normalizada, por meio do desvio padrão.
Uma gradação do macro-relevo para o micro-relevo seria a
seguinte: altitude, altitude padronizada, altitude de encosta,
altitude normalizada, índice de balanço de massas.
Conrad et
al. (2006)
Bock et al.
(2007)
Altitude
normalizada
Altitude
padronizada
Índice de
Balanço de
Massas
Expressa o balanço entre erosão e acumulação, considerando a
altura em relação à rede de drenagem, a declividade e a
curvatura, por meio da integração da meia encosta da área de
drenagem.
Onde CA (Área de contribuição)
STI= Índice de transporte de sedimentos
MBI = Índice de balanço de massas
Moeller et
al. (2008)
Boehner &
Selige
(2006)
Índice
topográfico de
umidade
Equivale a ln(Área Específica de drenagem / tangente do ângulo
da declividade).
Onde A é a area específica de drenagem e B é a declividade.
Área específica é a área a montante por unidade de comprimento
de fluxo [m
2
/m=m]
Gruber &
Peckham
(2008)
Beven &
Kirkby
(1979):
Boehner &
Selige
(2006)
Moore et al.
(1991)
Índice
topográfico de
escoamento
subsuperficial
(downslope
distance
gradient index)
Onde Ld é a distância horizontal do ponto com elevação de “d”
metros abaixo da elevação da célula inicial, seguindo a direção de
drenagem de maior inclinação.
Considera-se que essa inclinação acumulada, com “d” igual a 10
metros, possa ser um indicador da potencialidade de drenagem do
solo para escoamento subsuperficial.
Hjerdt et al.
(2004)

79
Índice de
rugosidade
Calcula a diferença na elevação entre a célula central e suas 8
células vizinhas.
Onde xij = elevação de cada célula vizinha à célula (0,0)
Riley et al.
(1999)
Índice vetorial
de rugosidade
Índice de rugosidade baseado na dispersão vetorial do relevo.
I.e., mede a rugosidade do terreno pela variação tridimensional da
orientação entre as células vizinhas. A análise vetorial mede a
dispersão dos vetores ortogonais (normais) em relação às células
vizinhas. Esse índice é menos correlacionado com o valor da
declividade do terreno do que o índice de rugosidade tradicional.
A rugosidade, teoricamente, vai de 0 (terreno uniforme) a 1
(variação completa do terreno).
Sappington
et al. (2007)
Hobson
(1972)
Radiação Solar
Total
Modelo que estima a soma da radiação direta e da radiação
difusa, por meio da consideração da orientação e inclinação das
encostas, do sombreamento da encosta oposta e do ângulo de
incidência da luz solar ao longo de cada dia do ano.
Jochem et
al. (2009)
NREL
(2002)
Índice de
aquecimento
anisotrópico
diurno
Índice que estima o potencial de aquecimento do solo tendo em
consideração a orientação das encostas e a sua declividade.
Dispersão de
fluxo (flow
width)
Variável calculada em razão da divisão (divergência) do
escoamento de uma célula fonte para as células vizinha.
Gruber &
Peckham
(2008)
Quinn et al.
(1991)
Índice de
convergência
Índice de modelagem hidrológica calculado por meio do gradiente
(curvatura) e azimute, demonstrando a convergência do fluxo para
a célula, em relação a suas vizinhas.
Koethe &
Lehmeier
(1996)
Fator de visão
do terreno
A visibilidade do céu pode ser compreendida como a porcentagem
de um hemisfério de visão do céu a partir de um ponto no terreno.
Por exemplo, o hemisfério visível do céu é mais amplo do alto de
uma montanha do que no fundo de um vale encaixado. O fator de
visão do terreno e o fator de visão do céu são parâmetros
complementares para o cálculo da visibilidade do céu.
Boehner &
Antonic
(2009)
Hantzschel
et al. (2005)
Oke (2000)
Zakšek et
al. (2011)
Fator de visão
do Céu
Visibilidade do
Céu
Índice de
barlavento
predominante
(NEE)
Modelo de ventos que utiliza uma estimação da direção
predominante do vento, com aceleração constante, sendo
modificada pelo sotavento (proteção da encosta ao vento) e pelo
barlavento (exposição da encosta ao vento) dentro de um raio de
influência predeterminado. Na Bacia do Rio Paracatu, o vento
predominante é NEE (Ruralminas, 1996).
Índice de
sotavento
predominante
(NEE)
Índice de Efeito
do Vento
predominante
(NEE)
Força Efetiva
do Vento
predominante
(NEE)

80
REFERÊNCIAS
Agência Nacional de Águas – ANA. 2003. Análise Sobre a Implantação de Sistemas de Barragens de
Regularização em Afluentes do Rio São Francisco. Projeto de Gerenciamento Integrado das Atividades
Desenvolvidas em Terra na Bacia do São Francisco. Subprojeto 4.5C– Plano Decenal de Recursos Hídricos da
Bacia Hidrográfica do Rio São Francisco -PBHSF (2004-2013) . ANA/GEF/PNUMA/OEA. Brasília. Distrito
Federal. 53 p.
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Academia Brasileira de Ciências, 40:285-296.
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sensoriamento remoto e do sistema de informações geográficas; caso dos projetos de irrigação entre Ribeiros,
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