Caracterização ambiental paracatu - scribd

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Caracterização ambiental paracatu - scribd

  1. 1. 1CARACTERIZAÇÃO AMBIENTALDA BACIA DO RIO PARACATUVitor Vieira Vasconcelos1Paulo Pereira Martins Junior2Renato Moreira Hadad31Assembleia Legislativa de Minas Gerais (Consultor Legislativo de Meio Ambiente e Recursos Naturais).Universidade Federal de Ouro Preto (Doutorando). Doutorando em Geologia, Mestre em Geografia, Especialistaem 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 30.190-050.2Universidade Federal de Ouro Preto (Professor). Fundação Centro Tecnológico de Minas Gerais - CETEC-MG(Pesquisador Pleno). Geólogo. Doutor em Ciências da Terra. paulo.martins@cetec.br3Pontifícia 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 emEngenharia Mecânica. rhadad@pucminas.brUniversidade Federal de Ouro Preto e Fundação CETECProjeto: SISTEMAS de ARQUITETURA de CONHECIMENTOS e deAUXÍLIO à DECISÃO na GESTÃO GEO-AMBIENTAL e ECONÔMICA deBACIAS HIDROGRÁFICAS e PROPRIEDADES RURAISJunho de 2012
  2. 2. 2INTRODUÇÃOEste estudo empreende uma análise dos estudos existentes sobre a Bacia Hidrográfica do RioParacatu. Após apresentar a localização e os limites espaciais da Bacia, avalia-se o conhecimentoexistente no tocante à Litoestratigrafia, Geologia Estrutural, Geomorfologia, Pedologia, Clima eCobertura Vegetal. São delineadas correlações e interações entre as diversas caracterizações espaciaisdas temáticas apresentadas. Atenta-se em cada tema, sobretudo, às características que podem ter papelsignificativo aos processos hidrogeológicos. Por fim, são apresentadas considerações preliminaressobre os processos hidrogeológicos associados a cada sistema de rochas portadoras de aquíferos dabacia.1 – LOCALIZAÇÃOA Bacia Hidrográfica do Rio Paracatu localiza-se entre os paralelos 15º30’ e 19º30’ de latitudesul e os meridianos 45º10’ e 47º30’ de longitude oeste. Encontra-se quase totalmente dento do Estadode Minas Gerais (Região Noroeste), com pequenas áreas de topo adentrando no Estado de Goiás e noDistrito 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 eJatobá, afluentes do São Francisco; e, a norte, com a Bacia do Rio Urucuia, também afluente do SãoFrancisco. Os Municípios integrantes da Bacia do Rio Paracatu são apresentados no mapa da Figura 2.Figura 1 - Localização da Bacia do Rio Paracatu.
  3. 3. 3Figura 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 afluentesdiretos do Rio São Francisco. As principais sub-bacias do Rio Paracatu são, pela margem direita, ado Rio da Prata, com 3.750 km2, e a do Rio do Sono, com 5.969 km2; pela margem esquerda, asbacias do Rio Escuro, com 4.347 km2, do Rio Preto, com 10.459 km2e a do Ribeirão Entre Ribeiros,com 3.973 km2. A Hidrografia principal da bacia é apresentada nos mapas das Figuras 3 e 4.
  4. 4. 4Figura 3 – Mapa de drenagem baseado nas aerofotos do voo de 1964 realizado pela USAF derivado na escala de1:60.000. Fonte: Martins Junior (2006).
  5. 5. 5Figura 4 – Principais cursos de água da Bacia do Rio Paracatu. Fonte: Novaes (2005, p. 40)2 – LITOESTRATIGRAFIAA área da bacia do Paracatu é constituída por um conjunto de rochas pré-cambrianas e poruma sequência de depósitos sedimentares de idade cretácea, além de sedimentos e coberturas detríticasdo Terciário-Quaternário (CETEC-MG 1981). Diversos autores propuseram classificações, colunasestratigráficas e mapas litoestratigráfico para regiões dentro da Bacia do Paracatu, os quais foramagrupados 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 originalem 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 oGrupo Bambuí. Essas formações não haviam sido individualizadas pelo CETEC-MG (1981), no mapadisposto da Figura 5. Os metassedimentos do Grupo Vazante consistem em uma sequência argilosa eargilo-dolomítica com estromatólitos de barreira recifal (Valeriano et al. 2004), formados por um alto
  6. 6. 6paleogeográfico regional (Misi 2001, Figura 43 do Anexo). O Grupo Canastra é constituído, ainda, porrochas metassedimentares siliciclásticas, compostas por camadas de filitos carbonosos (FormaçãoParacatu), 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 FormaçõesVazante e Paracatu ainda não é assunto consensuado na literatura acadêmica. Todavia, aslitoestratigrafias completamente distintas, pelas suas litofácies e pela espessura dos sedimentosobservados, não deixam de ser critérios para sua separação (Dardenne 1978; Comig 1994).
  7. 7. 7Figura 5 – Mapa litoestratigráfico da Bacia do Paracatu - escala de detalhe do levantamento em 1:250.000.Fonte: Martins Junior (2006).
  8. 8. 8COLUNA ESTRATIGRÁFICA do MAPA LITOESTRATIGRÁFICO (Figura 5)QUATERNÁRIOQa – Sedimentos Inconsolidados – Argilas, Cascalhos e AreiaTERCIÁRIO/QUATERNÁRIOTQd – Sedimentos Detríticos Laterizados ou não ouTQdα – Sedimentos Detríticos Laterizados ou não mais antigos.α – Mais antigoCRETÁCEOFormação UrucuiaKu – Arenitos avermelhados ou róseo claros, localmente silicificados, com horizontes argilosos.Formação AreadoKa – Arenitos finos médios, com intercalações de siltitos e argilitos fossilíferos, cores variegadas dovermelho claro ao verde, localmente calcíferos, arenitos avermelhados com estratificação cruzada econglomerados.Formação Mata da CordaKmc – Tufos, Tufitos, Conglomerados e Arenitos CineríticosEO-CAMBRIANOSuper Grupo São FranciscoGrupo BambuíFormação Três MariasEoCtm – Arcósios e siltitos arcosianos, micáceos, cores verde a marrom arroxeado.Formação ParaopebaEoCp – 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 ParanoáEoCpa – Quartzitos, filitos e siltitosPROTEROZÓICOGrupo CanastraPCc – quartzitos, filitos, calcários grafitosos e piríticos e xistos
  9. 9. 9Figura 6 – Mapa litoestratigráfico conforme as bases cartográficas da Companhia de Pesquisa de Recursos
  10. 10. 10Minerais (2003).
  11. 11. 11Quadro 1 – Litologia da Bacia do Rio Paracatu. Fonte: Companhia Brasileira de Recursos Minerais (2003)Sigla Nome da Unidade Litotipo Primário Litotipo Secundário Classe das RochasCPsf Santa Fé Arenito, Rocha pelítica, Diamictito Sedimentar clástica (ou Sedimentos)ENdl Coberturas detrito-lateríticas comconcreções ferruginosasLaterita, Depósitos de areia, Depósitos de argila,Depósitos de cascalhoSedimentar 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,ArdósiaMetamórficaMPp Paracatu Sericita filito carbonoso MetamórficaMPpa Paranoá Metarenito arcoseano, Rocha metapelítica Calcário Metamórfica e sedimentar químicaMPpa1 Paranoá 1 - Conglomerática RítmicaQuartzítica inferiorConglomerado oligomítico, Metarritmito Filito, Metassiltito Metamórfica, Sedimentar ClásticaMPpa3 Paranoá 3 - Rítmica QuartzíticaIntermediáriaSiltito argiloso, Metassiltito Metargilito Metamórfica, Sedimentar ClásticaMPpa3qt Paranoá 3, quartzito Quartzito MetamórficaMPpa4 Paranoá 4 - Rítmica Pelito-carbonatada Metargilito, Metassiltito Ardósia, Mármore MetamórficaMPsl Serra do Landim Filito, Sericita filito carbonoso MetamórficaMPva Vazante - Unidade A Ardósia, Foscorito Ígnea, MetamórficaMPvb Vazante - Unidade B Calcário dolomito, Chert, Foscorito, Rocha metapelítica Ígnea, Metamórfica, Sedimentar química (ouSedimentos)NP2bp Paraopeba Calcarenito, Arcóseo, Dolomito, Siltito, Folhelho, Argilito,Ritmito, MargaSedimentar 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 MetamórficaNP2ljc Lagoa do Jacaré, calcário Calcário Marga, Siltito Sedimentar clasto-química (ou Sedimentos)NP2sh Serra de Santa Helena Siltito Folhelho síltico Sedimentar clásticaNP2sl Sete Lagoas Metapelito Dolomito MetamórficaNP2ss Serra da Saudade Arenito, Argilito, Siltito Pelito Sedimentar clásticaNP3tm Três Marias Arcóseo, Argilito, Siltito Sedimentar (ou Sedimentos) ClásticaNQdl Coberturas detrito-lateríticas ferruginosas Aglomerado, Laterita, Depósitos de areia, Depósitos deargilaDepósitos de silte Ígnea vulcânica, Sedimentar química (ou Sedimentosinconsolidados)Q1a Depósitos aluvionares antigos Depósitos de argila, Depósitos de areia, Depósitos decascalhoSedimentar (ou Sedimentos inconsolidados)Q2a Depósitos aluvionares Depósitos de areia, Depósitos de cascalho Depósitos de silte, Depósitosde argilaSedimentar (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)
  12. 12. 123 – GEOLOGIA ESTRUTURALPara Almeida (1977), no contexto geotectônico, a região de Paracatu se insere na faixa dedobramentos 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 dociclo Transamazônico e atuou como antepaís para as faixas orogênicas que o delimitam (Mulholland2009).A infraestrutura da Faixa Brasília é formada por terrenos do Maciço de Goiás (Província deTocantins), o qual representa um fragmento crustal arqueano retrabalhado pela orogênese Brasiliana,desenvolvido no Neoproterozóico em eventos de colisão continental entre os Crátons Amazônico eSão Francisco (Mulholland 2009). Rochas supracrustais, meso e neoproterozóicas exibem deformaçãoe metamorfismo com polaridade dirigida para leste (Fuck et al. 1994). A parte meridional da FaixaBrasília compreende, a nível regional, as unidades litoestratigráficas dos grupos Araxá, Canastra eVazante e das formações Ibiá e Paracatu (Mulholland 2009).Os metassedimentos do Grupo Vazante devem-se à sedimentação de margem passivaneoproterozóica na borda oeste do Cráton do São Francisco (Fuck 1994). À oeste, o Grupo Vazante écavalgado pelo grupo Canastra ou pela sequência de filitos e quartzitos da Formação Paracatu – e aleste 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 doCráton 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 levesevidências de metamorfismo (Andrade 2007). Em alguns locais dessa plataforma, tais rochas refletemreativações de falhamentos do embasamento cristalino. As zonas de deformações marginais, por suavez apresentam dobras e falhas inversas, com direções (strike) aproximadamente paralelas aos limitessul e oeste do Cráton do São Francisco.A faixa proximal oeste do Subgrupo Paraopeba, pertencente ao Grupo Bambuí, coincide comas zonas marginais de deformação que encerram características de um ambiente litorâneo e sub-litorâneo (Mulholland 2009). Destarte, apresenta composição litológica formada por calcários silicosose dolomíticos com estromatólitos, calcários coolíticos e pisolíticos, turbiditos, siltitos e ardósiascalcíferas, típicos desse ambiente de deposição (Mulholland 2009).As coberturas detríticas terciário-quaternárias depositam-se em discordância erosiva sobre asdemais coberturas estratigráficas (Ruralminas 1996). São coberturas alóctones e autóctones(Ruralminas 1996) com diferentes graus de laterização (Barbosa, 1970).
  13. 13. 13As 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/terciárioinferior, desenvolvendo-se predominantemente sobre os Grupos Mata da Corda e Aerado e FormaçãoUrucuia (Ruralminas 1996). As coberturas na depressão da bacia (400 a 600 metros de altitude), porsua vez, são mais recentes, mas também originados de detritos de formações cretáceas de matrizarenítica.A análise das estruturas dúcteis e rúpteis da Bacia do Paracatu traz informações relevantessobre sua tectônica recente. Os mapas das Figuras 7 e 8 apresentam a distribuição de estruturas rúpteise dúcteis da bacia, respectivamente. A porção da bacia ao Norte de Brasilândia de Minas (Paralelo17ºS) apresenta feições estruturais dúcteis dirigidas no sentido NW-SE – equivalendo à Bacia do RioPreto e ao Norte da Bacia de Entre-Ribeiros. Ao passo que a porção sul da bacia apresenta estruturasno 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 dedeformações marginais), os lineamentos rúpteis e dúcteis são bastante relacionados às estruturas derelevo (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 eaplainado, sem variações topográficas de expressão regional (Ruralminas 1996).De acordo com Endo (2006), os dois principais eventos deformacionais que moldaram a Baciado Paracatu são de idade brasiliana (600 a 560 Ma). O evento E1, de forte natureza dúctil, necessita sercontextualizado com a formação do Domo de Cristalina (identificável na Figura 29 do Anexo), o qualse encontra na Bacia de São Marcos (vizinha oeste da Bacia do Paracatu), no Estado de Goiás. Aformação do domo se deve a um dobramento drapeado crustal (drape fold) que gerou um campo deesforços 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 RioPreto), a Serra de São Domingos serviu de anteparo aos vetores compressivos, gerando osdobramentos mais expressivos: as Cristas de Unaí. Essas cristas apresentam uma sequência de falhasinversas 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 deseus 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 tevecaracterísticas dúctil-frágeis. Como resultados desse evento, observam-se dobras de tipo kink, dobrascom assimetria do eixo axial em S, reativação de falhas anteriores, movimentos transcorrentes eestruturas em flor (Endo 2006).
  14. 14. 14Figura 7 – Estruturas rúpteis na Bacia do Paracatu.
  15. 15. 15Figura 8 – Estruturas Dúcteis da Bacia do Rio Paracatu.
  16. 16. 16Figura 9 – A – Relação de compressão do bloco do Domo de Cristalina e do bloco do embasamento a leste, edesses sobre os metassedimentos da faixa de dobramentos na porção oeste da Bacia do Paracatu. O sistema dedobramento da cobertura é delimitado na base por uma superfície de descolamento. B – Complementa a FiguraA indicando o modus operandi e os dobramentos como resultantes das compressões de oeste para leste do Domode Cristalina sobre os metassedimentos do Paracatu. As dobras são "dobras de descolamento" (detachementfolds). 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 expressãomórfica de uma serra. Fonte: Endo (2006).Figura 10 – O Domo de Cristalina foi objeto de um processo de compressão de direção oeste-leste sobre osmetassedimentos do Paracatu, pertencentes a faixa de dobramentos Brasília. Gerou na área-volume do atual valedos rios Paracatu e Preto um sistema de dobras isomófricas que, no domínio sul, têm a direção NE-SW e, nodomínio norte, NW-SE. As estruturas de primeira ordem desse sistema interceptam-se próximas a Brasilândia deMinas. Fonte: Endo (2006).Os resultados tridimensionais desses eventos deformacionais foram estudados por Rostirolla etal. (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 D5correspondem ao evento E2. Rostirolla et al. (2002) também propõem que as falhas de empurrão do
  17. 17. 17evento D2, associadas ao descolamento dos acamamentos dobrados em D1, são as mais importantes emtermos de controle do fluxo hidrogeológico.Figura 11 – Eventos deformacionais sobre a Formação Vazante, na Bacia do Rio Paracatu. D1: vergência dasdobras e cisalhamentos na direção E-SE. D2: Falhas de Empurrão. D3: Movimentação transcorrente e bandas detipo kink. D4: reativação e falhas distencionais, com abatimento de blocos para NW. D5: Falhas transcorrentesdextrais EW e deformação distencional condicionada pelas falhas NW. Abaixo, à direita: feições planares quecontrolam a percolação das águas subterrâneas. Adaptado de Rostirolla et al. (2002).
  18. 18. 184 – GEOMORFOLOGIAFerreira et al. (2005) analisaram a evolução do perfil de equilíbrio topográfico da bacia doParacatu, avaliando sua correlação com índices de drenagem de Horton e Strahler. Os resultadoscondizem com uma bacia de máxima estabilidade, o que coincide com os baixos resultados depotencial erosivo determinados por Ruralminas (1996) por meio da equação universal de perda desolos.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 basescartográficas de Ruralminas (1996).Os planaltos do São Francisco correspondem a capeamentos sedimentares amplos, com toposde cotas de 800 a 1000 metros. O topo das chapadas é constituído por latossolos bem desenvolvidos epermeáveis, com escoamento superficial pouco denso e bastante reduzido que converge para valesrasos de fundo plano com surgências em veredas (Mulholland 2009). Os limites desses planaltos sãodefinidos pelos rebordos erosivos em escarpas. Litoestratigraficamente, remetem-se a coberturasdetrito-lateríticas terciário-quaternárias sobrepostas a formações do Proterozóico Médio.O retrabalhamento erosivo remontante dessas superfícies tabulares, provocadas peloaprofundamento da drenagem da Bacia do Paracatu, deu origem a formas identificadas comosuperfícies tabulares reelaboradas e superfícies tabulares onduladas, que ocorrem em geral emaltitudes intermediárias, entre as cotas de 600 a 800 metros (Ruralminas 1996). Essas áreas
  19. 19. 19retrabalhadas 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 eaplainadas ao longo do leito do Rio Paracatu, com cotas entre 400 e 600 metros, em que se remarca apresença de lagoas e veredas. A evolução horizontal dessa depressão teve início a partir do momentoem 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 direçãoNNW-SSE. São constituídas de formas erosivas desenvolvidas sobre sinclinais e anticlinais, entre asquais se intercalam zonas rebaixadas e aplainadas (IGAM 2006). No trabalhamento erosivo dasestruturas dúcteis, afloram ardósias, siltitos, quartzitos e calcários dos Grupos Vazante, Paranoá eBambuí (Mulholland 2009). Os vales dos cursos de água principais cortam as estruturastransversalmente, truncando os núcleos de anticlinais em gargantas e boqueirões, enquanto seusafluentes desenvolvem-se seguindo os lineamentos de sinclinais escavadas (Ruralminas 1996). Suasáreas rebaixadas são geralmente cobertas por colúvios e constituem prolongamento da DepressãoFranciscana (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 mapageomorfológico detalhado da Bacia do Paracatu pode ser conferido na Figura 15, com umagrupamento esquemático apresentado na Figura 16.
  20. 20. 20Figura 13 – Altimetria da Bacia do Rio Paracatu
  21. 21. 21Figura 14 – Declividade da Bacia do Rio Paracatu. Gerada pelo método de cálculo do momento de derivaçãosobre superfície quadrática obtida por meio de regressão polinomial a partir das bases de altimetria SRTM, nosoftware Envi 4.7.
  22. 22. 22Figura 15 – Mapa geomorfológico da Bacia do Paracatu escala disponível 1:250.000, baseado no Planoroeste doCETEC-MG (1981). Fonte: Martins Junior (2006).
  23. 23. 23LEGENDA do MAPA GEOMORFOLÓGICO (Figura 15)FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de PEDIMENTAÇÃOst - superfície tabular – superfície de aplainamento em área de planalto, com depósitos de cobertura arenosos e argilosos erede de drenagem pouco densa, constituída por veredas. Ocorrência de áreas de infiltração acentuada, sobre formaçõesarenosas.str - superfície tabular reelaborada – superfície de aplainamento em área de planalto, com depósitos de coberturapredominantemente 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 texturavariada, 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 formaçõessuperficiais que se integram com os depósitos colúvio-aluviais das superfícies de aplainamento. Áreas com escoamentosuperficial difuso.FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de DISSECAÇÃO FLUVIALr - vertentes ravinadas – vertentes dissecadas pelo escoamento fluvial concentrado, elaboradas predominantemente sobrerochas de baixa permeabilidade.rv - vertentes ravinadas e vales encaixados – vertentes íngremes dissecadas pelo escoamento fluvial, concentrado emtalvegues profundos.ch - vertentes em chevron – vertentes litólicas ravinadas e/ou com vales encaixados, elaboradas sobre flancos de estruturasdobradas. Áreas de escoamento superficial concentrado e difuso intenso.c - colinas – formas côncavo-convexas elaboradas pelo escoamento superficial concentrado. Áreas com padrão dedrenagem 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 posteriormenteressaltadas 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 diferencialentre formações cretáceas e rochas do Grupo Bambuí. Áreas de escoamento superficial difuso intenso, com ocorrências decascalheiras remobilizadas.gf2 - formas evoluídas por processo de dissecação fluvial.FORMAS de ORIGEM MISTA, EVOLUÍDAS por PROCESSOS de PEDIMENTAÇÃO e de DISSECAÇÃO FLUVIALsto - superfície de aplainamento degradada em área de planalto, com depósitos superficiais pouco espessos. Predomínio deescoamento 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; áreasde 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 deaplainamento.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 superficialdifuso.
  24. 24. 24crc - colinas e rampas de colúvio.gf1 - formas de origem mista, evoluídas por processo de pedimentação e dissecação fluvial.FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSOS de EXUDAÇÃOve - veredas – vales rasos com vertentes côncavas arenosas, de caimento pouco pronunciado; ocorrências de soloshidromórficos.d - depressões rasas de fundo plano – áreas de má drenagem com rebaixamento pouco pronunciado evoluídas sobre assuperfícies de aplainamento, com ocorrências de solos hidromórficos e concentração de lagoas temporárias.FORMAS EVOLUÍDAS por PROCESSO CÁRSTICOSv - verruga – elevação em rocha calcária envolvida por áreas rebaixadas de origem kárstica.kav - grupamento de formas kársticas com concentração de verrugas calcáriaskka - 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 FLUVIALpf - planície fluvial – terraços e várzeas não diferenciados; ocorrência de áreas de permeabilidade acentuada (sobrealuviões 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-aluviaisem 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 ACELERADAA - erosão acelerada – grupamentos de formas de relevo, resultantes da atuação de processos erosivos intensificados pelaação 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. 25. 254.1 – Geomorfologia FluvialA 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, possibilitaminferências sobre a heterogeneidade espacial dos processos hidrológicos e hidrogeológicos. MartinsJunior (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 detaxa de bifurcação correspondem a áreas com maior declividade e rugosidade de relevo, facilitando otransporte hídrico superficial, consequentemente com menor infiltração. Castany (1971) e Silva (2009)apontam que a densidade de drenagem geralmente apresenta-se inversamente correlacionada àpermeabilidade 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 detopo, indicariam áreas preferenciais de recarga, enquanto nas áreas de baixadas, correspondem a áreasde confluência fluvial.Figura 17 – Mapas de Taxa de Bifurcação (à esquerda) e Densidade de Drenagem (à direita) para a Bacia do RioParacatu.
  26. 26. 26O mapa da Figura 18 apresenta isopadrões de tecituras. Por meio da análise dos padrões dedrenagem e dos mapas das Figuras 17 e 18, foram propostos os sistemas de drenagem do mapa daFigura 19, com base na classificação de Lima (2002) e do IBGE (2009). Nos sedimentos terciáriosquaternários e cretáceos que se apresentam sob a geoforma de superfícies tabulares sedimentares, ahidrografia apresenta padrão dendrítico, com controle estrutural mais ameno. Nas regiões ondeafloram as rochas do pré-cambriano, especialmente na zona de deformação marginal, predomina opadrão 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. 27. 27Figura 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 (ourugosidade), em seu efeito no amortecimento nas ondas de cheia. Lyra et al. (2010) estimaram que oatrito do leito no médio Paracatu (entre as estações fluviométricas Santa Rosa – 17º17’S e 46º28’W –
  28. 28. 28e Caatinga – 17º10’S e 45º53’W) apresenta o maior coeficiente de rugosidade de Manning durante aépoca seca. Nas cheias, o baixo Paracatu (a partir da estação Caatinga) apresenta maior rugosidade, emvirtude 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 denascentes, maior densidade de corpos d’água (lagoas) e maior densidade de mesofraturas, para a Baciado Paracatu. No interior das áreas de maior densidade de nascentes, possivelmente o fluxo freáticoapresenta distâncias mais curtas entre a área de recarga e a de descarga do aquífero. De maneiraanáloga à densidade de drenagem, a densidade de nascentes pode estar correlacionada a uma menorpermeabilidade 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 áreasde descarga por contato litológico, nos limites onde os aquíferos porosos dão lugar às litologiasfraturadas. Tal conjugação entre áreas mais fraturadas e áreas de densidade de nascentes tambémpodem ser avaliadas no mesmo mapa (Figura 20). Essas áreas de maior fraturamento podem contribuirpara uma relativamente maior infiltração das águas, quando comparados com o restante daestratigrafia não porosa. Ademais, as áreas de maior fraturamento também podem apresentar pontos deemersão de águas subterrâneas nos locais onde coincidam as mesofraturas com os cursos de água. Asáreas de maior densidade de lagoas correspondem às baixadas da bacia hidrográfica, tanto comofunção das planícies de inundação, como também como afloramento de lençóis freáticos dos aquíferosporosos das litologias porosas detríticas do terciário quaternário.As Figuras 50 a 52, no anexo, apresentam diversas variáveis morfométricas ehidromorfométricas 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 domíniosgeomorfológicos internos à bacia (Depressão São Franciscana, Cristas de Unaí e Planaltos do SãoFrancisco).
  29. 29. 29Figura 20 – Mapa de áreas máximas de densidade de nascentes, corpos de água (lagoas) e de meso-fraturas.Fonte: Martins Junior et al. (2006).5 – PEDOLOGIAAs 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 ciclohidrogeológico, a partir dos dados primários do levantamento pedológico do CETEC-MG (1981).Os Neossolos Quartzarênicos ocorrem a sudeste e nordeste da bacia, especialmente dointemperismo de rochas areníticas cretáceas. São os solos com melhor drenagem, em virtude datextura arenosa e grande profundidade. Os teores de argila são abaixo de 15% e não apresentamestrutura, predominando grãos simples. A porosidade é constituída predominantemente pormacroporos, que acentuam a capacidade de drenagem.Os Latossolos se apresentam com elevada capacidade de drenagem. Os óxidos de ferro livres
  30. 30. 30contribuem para agregação das partículas de silte e argila, fazendo com que estes solos sejam bemarejados e friáveis. Os agregados de solo apresentam alto grau de estabilidade, resultando em teoresinexistentes 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 edo gradiente hidráulico. Entretanto, em razão da pequena espessura, seu encharcamento em eventospluviais pode dificultar a drenagem subsuperficial e originar processos erosivos. A textura e demaisatributos dependem da rocha matriz, se mais argilosa ou arenosa. São espacialmente mais abundantesna unidade geomorfológica das Cristas de Unaí. Frequentemente estão associados a NeossolosLitólicos.Os Neossolos Litólicos ocorrem em áreas dissecadas com relevo forte ondulado amontanhoso. Seus perfis são rasos, resultando em baixa capacidade de armazenamento de água. Essacaracterística leva a intenso déficit hídrico na estação seca, bem como a elevado escoamentosuperficial nos fenômenos de precipitação pluvial.Os solos com horizonte B textural têm ocorrência restrita, sobre as florestas caducifólias derelevo forte ondulado do Município de João Pinheiro. A textura do horizonte B é argilosa, compresença de cerosidade e estrutura moderada pequena e média granular. Na estrutura, predominam osblocos sub-angulares e angulares, forte e moderadamente desenvolvidos de tamanho médio. Aporosidade 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 horizontesA e B acarreta forte restrição à circulação hídrica vertical.Os Solos Hidromórficos apresentam encharcamento permanente ou sazonal. Ocorrem sobre aspartes 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 hidromórficaimperfeitamente 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 22apresenta as classes de solo agrupadas.
  31. 31. 31Figura 21 – Mapa pedológico da Bacia do Paracatu. Bases cartográficas da Fundação CETEC-MG, disponível naescala de 1:250.000, derivado e atualizado do Plano Noroeste.
  32. 32. 32LEGENDA dos SOLOS - Atualização da nomenclatura do Planoroeste 2, para o Sistema Brasileiro deClassificação de Solos (Embrapa 1999), por Marques, A.F.S.M. (2004)LVAd1 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fasecerrado relevo plano e suave onduladoLVAd2 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos plínticos argilosos A moderado álicos fasecampo cerrado relevo planoLVAd3 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fasecerrado relevo plano e suave onduladoLVAd4 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos +LATOSSOLO VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo plano e suaveonduladoLVAd5 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos plínticos argilosos A moderado álicos +NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo planoe suave onduladoLVAd6 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos +NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase cerrado relevo plano esuave onduladoLVAd7 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos +LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos + LATOSSOLOS VERMELHOAMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo plano e suave ondulado.LVAd8 – LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos +LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo plano esuave ondulado + CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos argilosos e textura média A moderado álicosfase campo cerrado relevo suave ondulado e onduladoLVd1 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevoplano e suave onduladoLVd2 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase florestasubperenifólia relevo plano e suave onduladoLVd3 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevoplano e suave onduladoLVd4 – LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos + LATOSSOLOSVERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicos fase cerrado relevo plano e suaveonduladoLVe – LATOSSOLOS VERMELHOS Eutróficos típicos argilosos A moderado fase floresta subperenifóliarelevo plano e suave onduladoPVAe – ARGISSOLOS VERMELHO AMARELOS Eutróficos típicos argilosos A moderado + NEOSSOLOSLITÓLICOS Eutróficos textura indiscriminada A moderado fase floresta caducifólia relevo ondulado e forteondulado + AFLORAMENTOS DE ROCHASCXbd1 – CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos e textura média A moderado álicos fasecampo cerrado relevo e suave ondulado e onduladoCXbd2 – CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos textura média A moderado álicos +NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase campo cerradorelevo onduladoCXbd3 – CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos textura média A moderado álicos fasecampo cerrado + LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilosos A moderado álicosfase cerrado fase relevo plano e suave onduladoGXbd – GLEISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos textura indiscriminada A moderado álicos fase campode várzea + LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos plínticos argilosos A moderado álicos fasecampo cerrado fase relevo planoGMd – GLEISSOLOS MELÂNICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A proeminente álicos +GLEISSOLOS INDISCRIMINADOS fase vereda relevo planoRQg – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Hidromórficos típicos A fraco e moderado álicos fase campocerrado relevo planoRQo1 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase cerrado relevoplano e suave onduladoRQo2 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado + NEOSSOLOSQUARTZARÊNICOS Hidromórficos típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo planoRQo3 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos + LATOSSOLOSVERMELHO AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo plano e
  33. 33. 33suave onduladoRQo4 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos + LATOSSOLOSVERMELHO AMARELOS Distróficos típicos textura média A moderado álicos fase cerrado relevo plano esuave ondulado.RQo5 – NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOS Órticos típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado ecerrado relevo suave ondulado + CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argilosos e textura médiaA moderado álicos fase campo cerrado e cerrado relevo ondulado + NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficostípicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo onduladoRUbe1 – NEOSSOLOS FLÚVICOS Tb Eutróficos típicos textura indiscriminada A moderado +PLANOSSOLOS HÁPLICOS INDISCRIMINADOS fase caatinga hipoxerófila formação de vazante relevoplano + GLEISSOLOS INDISCRIMINADOS fase campo de várzea relevo planoRUbe2 – NEOSSOLOS FLÚVICOS Tb Eutróficos típicos textura indiscriminada A moderado fase florestasubcaducifólia e perenifólia de várzea relevo plano + GLEISSOLOS INDISCRIMINADOS fase campo devárzea relevo planoRLd1 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fasecampo cerrado relevo forte onduladoRLd2 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos +CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Distróficos típicos argiloso e textura média A moderado álicos fase campocerrado relevo ondulado e forte onduladoRLd3 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fasecampo cerrado relevo forte ondulado + LATOSSOLOS VERMELHO AMARELOS Distróficos típicos argilososA moderado álicos + LATOSSOLOS VERMELHOS Distróficos típicos A moderado argilosos álicos fasecerrado relevo suave onduladoRLd4 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada muito cascalhenta A fraco álicos+ NEOSSOLOS LITÓLICOS Distróficos típicos textura indiscriminada A fraco e moderado álicos fase campocerrado relevo ondulado a escarpadoRLq – NEOSSOLOS LITÓLICOS Psamíticos típicos A fraco álicos + NEOSSOLOS QUARTZARÊNICOSÓrticos lépticos e típicos A fraco e moderado álicos fase campo cerrado relevo ondulado a escarpadoRLe1 – NEOSSOLOS LITÓLICOS Eutróficos chernossólicos + NEOSSOLOS LITÓLICOS EUTRÓFICOStípicos A moderado ambos textura indiscriminada fase floresta caducifólia relevo montanhoso + NEOSSOLOSLITÓLICOS Distróficos típicos A moderado, textura indiscriminada fase campo cerrado relevo montanhoso +AFLORAMENTOS DE ROCHASRLe2 - NEOSSOLOS LITÓLICOS Eutróficos chernossólicos + NEOSSOLOS LITÓLICOS EUTRÓFICOStípicos A moderado ambos textura indiscriminada + CAMBISSOLOS HÁPLICOS Tb Eutróficos lépticos etípicos argilosos A moderado fase floresta caducifólia relevo ondulado e forte ondulado
  34. 34. 34Figura 22 – Mapa de classes de solo agrupadas da Bacia do Rio Paracatu6 – INTEGRAÇÃO PARCIAL DAS BASES DE ATRIBUTOS FÍSICOSAgregando os dados espaciais de litoestratigrafia, geomorfologia e pedologia, e partindo dascorrelações conceituais propostas pelo CETEC-MG (1981) e de correlações estatísticas em MartinsJunior (2006), apresenta-se o Quadro 2. Com base nesse quadro, torna-se possível inferir os processose produtos que se correlacionam às formações de solo e relevo a partir dos efeitos eluviais, coluviais ealuviais de intemperismo, transporte e deposição que agem sobre as litologias de origem.
  35. 35. 35Quadro 2 – Relações principais entre solos, geoformas, rochas e materiais de origem na Bacia do Paracatu.Classes de Solos SuperfíciesGeomórficasGeologia Materiais de OrigemLVA, texturaargilosast TQdaKuKmcDepósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário Inferiorsto TQdaEopsa TQdEotmSedimentos detríticos pleistocênicospdLVA plínticotextura argilosad, st TQdaKuDepósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário Inferiord TQd Sedimentos detríticos pleistocênicosLVA, texturamédiastr Ka, KuEopSedimentos detríticos provenientes da alteração de arenitoscretáceosstosa TQd Sedimentos detríticos pleistocênicosLVd, texturaargilosast TQdaKuKmcDepósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário Inferiorsto TQdaEopsa TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos, com provável influência desedimentos, provenientes da alteração de rochas da F. Paraopebasoka EopLVd, texturamédiast Kmc Depósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário Inferiorsa EotmTQdSedimentos detríticos pleistocênicosvx, pt, rv Eop Sedimentos detríticos provenientes da alteração de arenitoscretáceos, com provável influência de sedimentos, provenientesda alteração de rochas calcíferas da F. ParaopebaLVe, texturaargilosa *dissecação/mistassaEop Sedimentos detríticos pleistocênicos provenientes da alteração derochas calcíferas da F. ParaopebaTQd Sedimentos detríticos pleistocênicos, com provável influência desedimentos, provenientes da alteração de rochas calcíferas da F.Paraopebasoka EopLVe, texturamédiavx, pt, rv Eop Sedimentos detríticos provenientes da alteração de arenitoscretáceos, com provável influência de sedimentos, provenientesda alteração de rochas calcíferas da F. Paraopebasoka TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos provenientes da alteração derochas calcíferas da F. ParaopebaLVdf* st, rc, crv Kmc Sedimentos provenientes da alteração de rochas básicas da F.Mata da CordaPVAe, texturamédiasoka TQdEopSedimentos detríticos pleistocênicos provenientes da alteração derochas calcíferas da F. ParaopebaPVAe, texturaargilosadissecação/mistasEop Sedimentos provenientes da alteração de rochas calcíferassoka, saPVAe, texturamédia/argilosasoka TQd Sedimentos detríticos pleistocênicos, provenientes da alteração derochas da F. ParaopebaNV similar * dissecação/mistasEop Sedimentos provenientes da alteração de rochas calcíferas da F.ParaopebaPLe vértico,texturasiltosa/argilosa *teka TKd Sedimentos detríticos pleistocênicosPLd plíntico,texturasiltosa/argilosa *teka TKd Sedimentos detríticos pleistocênicos
  36. 36. 36Classes de Solos SuperfíciesGeomórficasGeologia Materiais de OrigemCXbd, texturaargilosa e médiasto TQdaEop, tmEombRochas essencialmente ardosianas dos Grupos Bambuísa Eop, tmdissecação/mistasCXe, texturaargilosa *sa – soka Eop Sedimentos detríticos pleistocênicos, provenientes da alteração derochas calcíferas da F. ParaopebaTe TQdtf, te Qa Sedimentos detríticos pleistocênicos e recentes, provenientes daalteração de rochas calcíferas da F. Paraopebadissecação/mistasEop Rochas ardosianas e calcárias da F. ParaopebaRLd dissecação/mistasEopEotmpcKa, mcRochas essencialmente ardosianas, mas também quartzíticas eareníticas do Pré-cambriano, Eo-cambriano e Cretáceo(formações Aerado e Mata da Corda).RLd,concrecionáriodissecação/mistasEop, tmPecRochas essencialmente ardosianas, provenientes do grupoBambuí, com influência dos materiais lateríticos, provenientes dodesmonte de níveis de acumulaçãoRLd arenoso dissecação/mistasKa, Ku Arenitos CretáceosRLe* dissecação/mistasEop Rochas ardosianas e calcárias da F. ParaopebaGMd ve Qa Sedimentos recentes colúvio-aluviaisGXbd, texturaargilosad TQdaKuTQdDepósitos de cobertura do Cretáceo Superior / Terciário InferiorRQg d TQdEotmSedimentos detríticos pleistocênicossaRUbe pt, tf Qa Sedimentos aluviais recentesRQo d TQd Sedimentos detríticos pleistocênicossasto Eop, tm Sedimentos provenientes da alteração de arenitos cretáceosstr Ka, KudissecaçãoV* tf, pf, sa TQd, Qa Sedimentos pleistocênicos e recentes, detríticos e aluviais,provenientes da alteração de rochas calcíferas da F. ParaopebaNV* st, rc, crv Kmc Sedimentos provenientes de rochas básicas da F. Mata da CordaLVef* 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 domapa da Figura 20. Para esses solos: NV= nitossolos vermelhos; PL= planossolos; V = vertissolos; f= atributoférrico (teores de teores de 180g/kg a < 360g/kg de solo).As variáveis morfométricas de drenagem (densidade de drenagem, taxa de bifurcação, índicede 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 deanálise de agrupamento (cluster), cujo produto cartográfico encontra-se na Figura 23. O trabalho foirealizado junto à equipe de pesquisa do CETEC-MG, UFOP e IGA. Por meio desse mapa, é possívelinferir uma diferenciação preliminar dos sistemas geoambientais dispostos ao longo da bacia. Aanálise conjunta de pedologia e morfometria mostra contraste significativo entre o Leste da bacia, oOeste da bacia e o extremo Noroeste. Também é possível notar, no mapa de integração geral, como ascaracterísticas das cabeceiras da bacia diferenciam-se das baixadas nas entre-bacias de 2ª e 3ª ordem.
  37. 37. 37Figura 23 – Análise de agrupamento das Sub-Bacias do Rio Paracatu, com as variáveis de morfometria,litoestratigrafia, geomorfologia e pedologia.
  38. 38. 387 – CLIMAA 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, eprecipitação de oscilação unimodal concentrada no período de outubro a abril, quando chove emmédia 93% do total anual (Mulholland 2009).A influência do anticiclone semifixo do Atlântico Sul e a massa de ar tropical continental sãoresponsáveis pela estabilidade do tempo na região, com predomínio de dias ensolarados (Ruralminas1996). Todavia, esses sistemas influenciam pouco no regime pluviométrico, em virtude efeito dacontinentalidade sobre os teores de umidade oriundos das frentes oceânicas, bem como pela barreiraorográfica do Espinhaço (Ruralminas 1996).As correntes perturbadas de sul atingem a Bacia na estação do inverno, causando abaixamentotemporário da temperatura (Ruralminas 1996). Todavia, não provocam alteração da pluviosidade, poisseu trajeto continental extenso já lhe retirou o excesso de umidade.A pluviosidade é praticamente comandada pelas correntes perturbadas de oeste, advindas porlinhas de instabilidade tropical (Ruralminas 1996). As linhas de instabilidade se formam pordepressões 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 deMinas 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 porRuralminas (1996) e por Nunes & Nascimento (2004), em acordância com os aspectos de gêneseclimática, 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 direçãodas 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 controletopográfico, 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 emJoão Pinheiro.- a nebulosidade é decrescente; com média de 5,7 décimos de céu descoberto em Paracatu e 5,2décimos 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. 39. 391.036,2mm em Cachoeira Paredão;- o excesso hídrico diminui (na estação úmida), com 738,3mm em Guarda-Mor e com 143,5mmem Porto Alegre;- o déficit hídrico aumenta (na estação seca), com 132,1mm em Guarda-Mor e com 498,5mm emPorto 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 estaçõesclimatológicas, essa variação espacial dos atributos climáticos pode ser observada de forma integradapelo mapa de pluviosidade (Figura 24).
  40. 40. 40Figura 24 – Mapa de pluviosidade normal anual na Bacia do Paracatu.
  41. 41. 418 – COBERTURA VEGETAL E USO DO SOLOA Bacia do Rio Paracatu encontra-se sobre o Bioma Cerrado. Os tipos de vegetação existentesão: 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 hidromórficoscomo 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, vastasáreas 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 dePinus e Eucaliptus, respaldado pela Lei Federal nº 5.106, de 1966, que concedia incentivos fiscais aessas atividades (Gonçalves 2006; Vasconcelos 2009). O relativamente irrisório preço das terras foium dos motivos determinantes na ocupação dos cerrados (Silva 2000). Com os programas e incentivosde ocupação do Noroeste de Minas Gerais, a partir da década de 1970, houve uma aceleração bruscada expansão agropecuária na região.As condições planas do relevo permitiram o uso de mecanização agrícola, modificando-serapidamente 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 ummovimento de expansão da área cultivada e intensificação do uso de recursos naturais, buscandoatingir níveis produção mais elevados (Vasconcelos 2009).Em um primeiro momento, predominou a agricultura de sequeiro, nos vales de maior aptidãoagrícola (Andrade 2007), enquanto a associação pecuária/carvoejamento avançava por frente aoCerrado, rumo às cabeceiras das bacias hidrográficas. A partir da década de 1980, a Companhia deProdução Agrícola (Campo) empregou a uma estratégia de arregimentar agricultores de outras regiõesdo país (especialmente a Região Sul), fornecendo assistência técnica e trabalhando comcooperativismo rural, tornando possível o estabelecimento de projetos agrícolas de irrigação maismodernos (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 desequeiro tradicional. Como resultado, observa-se na Bacia do Paracatu o abandono de extensas áreasde agricultura de sequeiro (Andrade 2007). Torna-se um cenário de ocupação do solo contrastante, emque 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. 42. 42praticamente inviáveis. Nas áreas onde não se consegue instalar a agricultura irrigada, observa-se oimpasse quanto a qual deve ser o seu uso adequado – e na falta de outra atividade, retorna-se algumasvezes ao uso para pecuária (Andrade 2007).Segundo dados de 1998 (Dino 2001), a porção Oeste da bacia do Paracatu, onde se encontramas sub-bacias de Entre-Ribeiros e do Rio Preto, era mais desenvolvida e mais ocupada do que a porçãoLeste, por possuir clima e solos mais aptos à produção agropecuária. Justamente nessa região estãoconcentradas as maiores cidades do Noroeste de Minas.A partir do ano de 2001, o cenário econômico nacional e internacional tornou-se ainda maisfavorável à expansão da frente agrícola irrigada do Noroeste de Minas Gerais. A securitização erenegociação 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 áreaplantada por agricultura temporária ocupava em 1996 a extensão próxima de 350.000ha, chegando amais 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 anode 2002, o Noroeste de Minas Gerais possuía a maior concentração de pivôs de irrigação circulares doSudeste brasileiro.Martins Junior (2006), Andrade (2007), Vasconcelos (2009), Vasconcelos (2010) e Alvarenga(2010) conduziram estudos detalhados sobre os impactos ambientais ocasionados pela expansão dasatividades agropecuárias na Bacia de Entre-Ribeiros. Os principais vetores de impacto identificadosforam 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 deágua para irrigação. Outros impactos relevantes, em áreas determinadas, foram a erosão laminar e aintervenção 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 noMunicípio de Paracatu. De acordo com os dados de Carvalho e Scolforo (2008), o Município deParacatu, neste período está entre os quatro municípios mineiros que mais apresentaram incremento deárea utilizada para agricultura e, ainda, está entre os sete municípios que mais converteram seu uso dosolo 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 nãotornarem as classes de cobertura vegetal estritamente comparáveis, é possível perceber o avanço daocupação antrópica sobre as áreas de cerrado.Vasconcelos (2010) sintetiza os seguintes processos e tendências para a região, entre osperíodos de 1975 a 2008:
  43. 43. 431) 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 eterrenos 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 1985a 2000 (Latuf 2007).b. Abandono recente das áreas de cultivo de sequeiro com baixo potencial de conversão paraáreas 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 deuso, devido à constante troca e venda de lotes.b. Soltio generalizado de gado nas Reservas Legais e Áreas de Preservação Permanenterelativas a cerrados degradados em diferentes estágios de regeneração (Universidade Federal deViçosa/Funarbe 2004, 2005a, 2005b, 2005c, 2006).c. Ciclos de desmate vinculados a autorizações de desmate e financiamento rural autorizadospelo Incra.4) Agricultura Irrigada de Alta Tecnologia.a. Expansão das áreas de pivôs centrais, vinculada historicamente a ciclos de financiamentorural 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 projetosde irrigação, correspondiam às delimitações de reservas legais (Assad et al. 1991 e 1992). Emmuitos casos nem mesmo foram respeitadas as áreas de proteção permanente das margens doscursos 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. 44. 44Figura 25 – Mapa de vegetação e uso do solo para o ano de 1999, na Bacia do Rio Paracatu. Obtido por meio declassificação supervisionada de imagens Landsat. Fonte: Silva (2004)
  45. 45. 45Figura 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. 46. 468.1 Uso de Recursos HídricosCom a expansão dessa frente agrícola irrigada, a utilização dos recursos hídricos emdeterminadas áreas da Bacia do Rio Paracatu chegou a um nível crítico, especialmente nas sub-baciasde 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 osagricultores disputam a água entre si, pode-se perceber um custo produtivo ocasionado pela escassezde recursos hídricos. Afinal, por não haver água para todos produzirem, alguns terão que deixar deutilizar do privilégio produtivo da irrigação, ao menos na escala em que precisariam. Sem contar osprejuízos ambientais drásticos causados pela redução da vazão dos rios, muito abaixo da vazãoecológica necessária para a manutenção dos ecossistemas aquáticos e terrestres associados.Os maiores conflitos por uso de água, bem como os maiores impactos ambientais, tendem aocorrer nos anos em que há grandes estiagens (com a consequente baixa na vazão dos rios), como nosperíodos de 1987-89, de 1996 e de 1998, conforme informam as estações fluviométricas localizadas naBacia do Rio Paracatu (Carvalho et al. 2004; Latuf 2007). Além desses dois períodos, como atestadopela Agência Nacional de Águas (2003), no ano de 2003, houve notícia de períodos em que o leito doRibeirão Entre-Ribeiros secou. Relatos da população do Município de Paracatu colhidos em MartinsJunior (2006) também confirmam essa informação.
  47. 47. 479 – HIDROGEOLOGIAO funcionamento geral dos sistemas hidrogeológicos e das principais áreas de recargana Bacia do São Francisco e do Noroeste de Minas Gerais são apresentados nos estudos doPlanoroeste II (CETEC-MG 1981) e em Ramos & Paixão (2004). O estudo maisregionalizado das zonas de recarga da bacia do Paracatu foi realizado por Ruralminas (1996) eMartins Junior (2009). Esses estudos foram importantes por indicar quais unidadesgeoambientais (conjugando litoestratigrafia, geomorfologia, pedologia e pluviometria) serãomais 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. Ofuncionamento hidrológico e hidrogeológico dos sistemas hídricos agrupado preliminarmentepor áreas homogêneas encontra-se na Figura 28. A Figura 48, no Anexo, demonstra a divisãoda vazão em cada sub-bacia, separada por Fluxo Rápido, Interfluxo e Fluxo de Base. A Figura59, por sua vez, apresenta os dados interpolados das características do poços, retirados doSistema Siagas.Quadro 3 – Tipologia de rochas portadoras de sistemas aquíferos da Bacia do Paracatu. Fonte: Ruralminas(1996)Tipologia de rochasportadoras de sistemasaquíferosOcorrênciana BaciaLitologia Predominante e Unidades Geológicas AssociadasGRANULAR 41,3%Aquíferosquaternários(5,4%) Depósitos aluviais (Qal) – areias, siltes, argilas e cascalhosAquíferosTerciário-Quaternários(25,9%) Coluviões e coberturas detríticas – areias finas a médias comargilas, às vezes lateritizadas, e cascalheiras (TQC)AquíferosCretáceos(10%) Fm. Mata da Corda, Fm. Urucuia e Fm. Areado – arenitospredominantemente finos; secundariamente conglomerados;argilitos e siltitos intercalados e tufitos (K)KÁRSTICO 6,7% Fm. Vazante e Fm. Paraopeba do Gp. Bambuí – fáciescarbonatada calcários e dolomitos, com intercalaçõesargilosas (CaPeB)KÁRSTICO-FISSURADO 33,6% Fm. Paraopeba do Gp. Bambuí – fácies argilo-carbonatada apelítica (ardósias, meta-argilitos, meta-siltitos e margas, comintercalações de rochas carbonáticas) (PeB)FISSURADO 18,4% Rochas do Gp. Canastra e Fm. Paracatu – quartzitos e filitosFm. Paranoá (filitos e quartzitos grosseirosinterestratificados)Fm. Três Marias (arcósios predominantemente) (PeC)
  48. 48. 48Figura 27 – Litologia superficial portadora de sistemas aquíferos da Bacia do Paracatu. Adaptado de Ruralminas (1996).
  49. 49. 49Figura 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 deáguas baixas pelo CETEC-MG (1981), cotejada com a litologia das sub-bacias, é possível inferir ainfluência dos principais aquíferos contribuintes na assinatura geoquímica dos cursos de água. Osparâmetros analisados foram pH, condutividade elétrica (relacionada a sólidos dissolvidos), conteúdode sódio, dureza, razão cálcio/magnésio, concentração de cloretos e sulfatos. Essa correlação pode sersintetizada no Quadro 4.
  50. 50. 50Quadro 4 – Litologia dos aquíferos preponderantes sobre a assinatura hidrogeoquímica dos cursos de água naBacia do Paracatu.Sub-Bacia (De montante para jusante, conformeconfluem para a foz do Rio Paracatu)Litologia de aquífero preponderante sobre a AssinaturaHidrogeoquímicaSanta Catarina Calcário e DolomitoAlto Paracatu DolomitoEscuro e Escurinho Coberturas detríticasParacatu (Estação da Ponte da BR-040) Diluição mista entre calcário, dolomito e coberturas detríticasPrata Formação AeradoRiacho dos Poções Sedimentos TQDPreto Calcário e DolomitoEntre-Ribeiros Calcário e DolomitoMédio Paracatu Diluição entre calcário, dolomito e coberturas detríticasSono Formações Aerado e UrucuiaSub-bacias da margem esquerda do Baixo Paracatu Formações arenosas cretáceas ou terciário-quaternáriasBaixo Paracatu Arenitos Cretáceos e sedimentos TQDPor meio do Método Gráfico de Barnes (1939), a Ruralminas (1996) estimou que, para a baciado Rio Paracatu há uma contribuição de 55% dos aquíferos para a manutenção da vazão dos cursosd’água. Essa contribuição aumenta na medida em que o curso d’água apresenta mais áreas de recargade 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 daszonas preferenciais de recarga dessa bacia hidrográfica (Ruralminas 1996). Ramos e Paixão (2004) eMourão (2001) também destacam a importância dos aquíferos areníticos para a perenização dos riosda 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 dasformações 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 aquíferoslivres que fornecem significativa quantidade de água por meio de fontes de encosta (CETEC-MG1981). São formadas por arenitos espessos (até 140 metros) e repousam diretamente sobre substratorelativamente menos permeável do grupo Bambuí (Período Eo-Cambriano) (CETEC-MG 1981).Entretanto, as mesofraturas subjacentes identificadas na formação Bambuí podem aumentar acomplexidade desses aquíferos através da combinação de aquíferos granulares com aquíferosfraturados sotopostos (Martins Junior et al. 2006). A Formação Mata da Corda, com até 100 metros deespessura, também forma aquífero poroso, sobreposto à Formação Aerado (Ruralminas 1996).Morfologicamente, os aquíferos porosos de cobertura terciário-quaternária mais antigos jazem
  51. 51. 51sob parte dos Planaltos Residuais do São Francisco, formando superfícies tabulares em cotas acima de900m (Andrade 2007). No caso da Bacia do Paracatu, trata-se de superfícies tabulares poucoretrabalhadas, com praticamente ausência de drenagem, o que caracteriza uma espessa camadasedimentar com elevada capacidade de infiltração potencial (CETEC-MG 1981). As áreas dedescarga principais situam-se ao sopé das elevações, ao longo do flanco ou rebordo das chapadas, nocontato 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 regiõesnas planícies de baixada da Bacia do Rio Paracatu, recobrem os pelitos de baixa permeabilidade doGrupo 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 aplainamentopara essa litologia (Andrade 2007), pode-se hipotetizar a existência de fluxos de base locais eregionais, quando se verifica uma conexão hidráulica entre esses aquíferos e os rios – dessa forma, osaquíferos funcionam como reguladores das vazões desses cursos d’água (CETEC-MG 1981). Seupotencial de armazenamento de água é menor que nos demais aquíferos porosos da bacia, em virtudeda 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 altadensidade 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 aoaporte de inundação em abaciamentos e depressões rasas sobre formações argilosas relativamenteimpermeáveis. Apesar da forte perda de água por evaporação - o que indica o caráter intermitentedesses corpos d’água (CETEC-MG 1981), essas áreas alagadas contribuem lentamente para os fluxossubsuperficiais. Nos casos em que há conexão direta com o aquífero freático, todavia, essas áreasalagáveis podem evidenciar zonas de descarga de aquíferos.Os aquíferos fissurados correspondem especialmente aos Grupos Bambuí e Canastra; e pelasFormações Paracatu, Paranoá e Três Marias. Caracterizam-se por apresentar permeabilidade defissuras e diáclases. A potencialidade destas rochas para armazenamento e circulação hídrica dependeda extensão, continuidade e interligação dos fraturamentos, bem como da abertura ou volume devazios 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 fraturasconstituem feições relativamente localizadas (Mourão 2001). A recarga se dá pela infiltração verticaldescendente através do freático superior ou de infiltração mais profunda do capeamento sedimentar
  52. 52. 52cretáceo 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 dearmazenamento 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 potencialaquífero, 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 daFormação Três Marias, evidencia o potencial limitado dessa litologia como portadora de aquíferos.Os aquíferos kársticos da Bacia do Paracatu correspondem predominantemente a áreasgeomorfológicas de cristas e vertentes encaixadas (Andrade 2007) de declividade acentuada. Como sedistribuem pela Zona de Deformação, submetida a forte tectonismo (falhamentos de empurrão, falhastranscorrentes e estruturas de dobramentos), pressupõe-se um alto grau de fraturamento. Ademais, apresença de dolinas, cavernas e sumidouros indica um desenvolvimento endokárstico ativado pordissolução. Em vista disso, pressupõe-se que tais aquíferos possam permitir um fluxo hidrogeológicosignificativo. Todavia, em função da expressividade do escoamento em dutos inerentes às formaskársticas evoluídas, seus aquíferos apresentariam recessão mais acentuada, esgotando-se maisrapidamente e provendo, pois, menos água às nascentes durante o ápice do período de estiagem.A Formação Paraopeba representa uma complexa estratigrafia que combina fácies fissuraispelíticas com fácies kársticas. Na parte ocidental, há um predomínio maior de fácies carbonatadas(Ruralminas, 1996). As características hidrogeológicas, por conseguinte, apresentam atributos orakársticos, ora fissurais, ora de caráter misto. Mourão (2001) aponta poços que atingiram reservasexpressivas de aquíferos kársticos sotopostos a acamamentos impermeáveis fraturados do GrupoBambuí, na Bacia do Paracatu, ressaltando a importância da comunicação entre os dois meiosfraturados.Os aquíferos de depostos aluviais do quaternário são encontrados de forma generalizada aolongo da rede de drenagem, nas planícies de inundação e terraços. Constituem zonas ativas de troca deágua, 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, aindaremanesce 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 seguinteequação:
  53. 53. 53Rp = A x Ho x αonde:A = área de ocorrência do aquífero em m2Ho = Espessura saturada estimada em metrosα = Porosidade efetiva estimadaAs 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 derochas portadoras de aquíferos na Bacia do Rio ParacatuSistema Aquífero Área (em m2) Ho (em metros) αAluvial – Qal 2.463, 7 E + 6 5 0,1Cobertura Terciário-Quaternária – TQd11.816, 8 E + 6 3 0,05Creácicos – K 4.562,5 E + 6 60 0,07Kársticos 3.056 E + 6 60 0,001Fissurados 38.006 E + 6 60 0,001Dessa forma, as reservas permanentes ou acumuladas seriam iguais a:Qal = 1,23 E+9 m3TQc = 1,77 E+9 m3K = 19,1 E+9 m3CaPεB = 0,18 E+9 m3PεB+PεBC = 2,28 E+9 m3___________Total 24,5 x E+9m3Com 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 m3anuais. A estimativa foicomparada à capacidade de armazenamento pela análise de recessão do aquífero (Método deMAILLET 1905), a qual chegou a um resultado mais conservador, na ordem de 5.764 E + 6 m3porano. Ambas às estimativas referem-se aos resultados da Estação Porto Alegre (mais a jusante nabacia), com área de drenagem de 42.367 km2.
  54. 54. 5410 – SÍNTESEA Estratigrafia da Bacia do Rio Paracatu condiciona distintos sistemas de rochas portadoras deaquíferos. Os acamamentos sedimentares profundos (cretáceos, e coberturas detríticas terciário-quaternário nos planaltos de cabeceira) apresentam-se como principais áreas potenciais para recarga earmazenamento das águas subterrâneas. As coberturas detríticas terciário-quaternárias rasas debaixada, assim como as coberturas aluviais, possivelmente possuem um papel secundário, maisvoltado à regulação de vazões.Os sistemas aquíferos ligados a acamamentos kársticos e metamórficos dependem bastante daheterogeneidade espacial proveniente da história geológica estrutural ligada à formação da Bacia doRio Paracatu. Nesse contexto, as estruturas rúpteis e dúcteis demandam uma atenção particular.A configuração espacial dos atributos climáticos e de geomorfologia fluvial (variáveismorfométricas) apresenta uma gradual transição das características e processos geoambientais nopercurso das cabeceiras para a foz da Bacia do Rio Paracatu, demonstrando inclusive a gradação deprocessos locais e regionais hidrogeológicos. A distribuição cartográfica de Geomorfologia e Soloscorrelaciona-se espacialmente, por um viés, com as bases litoestratigráficas (relativo aos processos deedafização e de formação do relevo), embora também apresente uma forte correlação com a transiçãogeoambiental da cabeceira para foz.
  55. 55. 55ANEXOCLASSIFICAÇÕES LITOESTRATIGRÁFICAS: COLUNAS,CORRELAÇÕES, MAPAS E PERFIS GEOLÓGICOS PARA A BACIADO RIO PARACATUQuadro 5 – Estratigrafia da região de Unaí-Paracatu-Vazante. Fonte: Marini et al. (1984), adaptado por Endo(2006).ERA PERÍODO GRUPOSUB-GRUPOFORMAÇÃODESCRIÇÃOLITOLÓGICACenozóicoTerciário-QuaternárioSedimentos areno-argilosos vermelhos emarronsFanerozóico CretáceoUrucuia ArenitoAreado ArenitoProterozóicoSuperior BambuíTrês Marias Metarenitos arcoseanosParaopebaMetapelitos verdes epretos, calcários equartzitosIbiáXistos cloríticos eCalcixistos verdesJequitaí MetadiamictitosMédioVazanteMetapelitos, ardósias,quartzitos e dolomitosParanoá QuartzitosCanastra Quartzitos e xistos
  56. 56. 56Quadro 6 – Propostas de nomenclatura estratigráfica para a região de Unaí-Paracatu-VazanteFonte: Endo (2006)Braun (1968)Almeida(1968)Dardenne(1976)Madalosso e Valle(1978)Dardenne(1978)Madalosso (1980) Rigobello et al. (1988)Coelho etal. (2005)Fm.ParaopebaFm.ParacatuFm.ParaopebaUnidadeAUnidadeAFm. Paracatu Fm. Paracatu Fm. ParacatuFm.ParaopebaUnidadeBUnidadeBFáciesdolomíticagrafitosaarenosa-sílticaFm.VazanteMb.Morro doCalcárioFm.VazanteFáciesMorroAgudoFm.LapaFácies Serra do LandimGr.BambuíSerra doLandimFácies Serra da LapaSerra daLapaFácies Serra do VelosinhoSerra doVelosinhoSuperiorFácies CercadoSerra doVelosinhoInferiorfilitoardoseanografito-carbonosoMb. Serrado PoçoVerdeMb.MorrodoCalcárioFm.VazanteMb.PamplonaFácies SuperiorFácies MédioFácies InferiorrecifeMb.MorrodoPinheiroFácies SuperiorFácies InferiorUn.CUn.CMb. SerradoGarroteMb. Serra doGarroteFm. Serra do Garrote
  57. 57. 57Figura 29 – Esboço geológico da Faixa Brasília. Distribuição do grupo Bambuí, da formação Vazante, daFormação 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. 58. 58Figura 30 – Mapa indicando os perfis, colunas e correlações estratigráficas realizados por diversos pesquisadores na região do Paracatu. Fonte: Martins Júnior et al. (2005). Anumeração é indicada entre as figuras deste anexo.
  59. 59. 59Figura 31 – Coluna estratigráfica dos grupos Vazante e Canastra. Fonte: Dardenne (2000) e Valeriano et al.(2004).
  60. 60. 60Figura 32 – Perfil Geológico 1. Fonte: Dardenne (1987)Figura 33 – Perfil Geológico 2. Fonte: Dardenne (1987)
  61. 61. 61Figura 34 – Perfil Geológico 3. Fonte: Dardenne (1987)Figura 35 – Perfil Geológico 4. Fonte: Dardenne (1987)
  62. 62. 62Figura 36 – Correlação Litoestratigráfica, 5 (Fonte: Dardenne 1987), para o grupo Bambuí típico nos Estados de Goiás, Minas Gerais e Bahia.
  63. 63. 63
  64. 64. 64Figura 37 – Correlação Litoestratigráfica para a formação Vazante entre Lagamar e Unaí, 6. Fonte: Dardenne (1987)
  65. 65. 65Figura 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. 66. 66Figura 40 – Coluna Estratigráfica na Região de Paracatu, 9. Fonte: Freitas-Silva & Dardenne (1991)
  67. 67. 67Figura 41 – Perfil simplificado da Região de Paracatu, 10, mostrando imbricamento regional das litologias e a provávelconfiguração 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 = FáciesMorro 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. 68. 68Figura 43 – (a) Paleogeografia e fácies sedimentares da Formação Vazante, 13 (Misi 2001); (b) seção estratigráficacomposta da Formação Vazante, antes da deformação (Madalosso 1979).
  69. 69. 69Figura 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 doGarrote; 1 – metapelitos da Fm Serra do Garrote; 2 – filitos quartzosos Fm Serra do Garrote; 3 – metadolomitos doMembro Morro do Pinheiro Inferior, Fm Vazante; 4 – filitos intermediários do Membro Morro do Pinheiro, FmVazante; 5 – metadolomitos do Membro Morro do Pinheiro Superior, Fm Vazante; 6 – metapelitos e metadolomitos doMembro Pamplona Inferior; 7 – metadolomitos do Membro Pamplona, Médio a Superior; 8 – colúvios; 9 – alúvios).
  70. 70. 70Figura 46 – Perfil geológico da Formação Ibiá entre Coromandel e Guarda-Mor, 15. Fonte: Pereira (1992).
  71. 71. 71Figura 47 – Mapa Esquemático do Cráton de São Francisco e das Zonas Marginais de Deformação no Noroeste deMinas Gerais. Fonte: CETEC-MG (1981).
  72. 72. 72Figura 48 – Mapa com a vazão específica e os componentes de fluxo de cada seçãoda bacia hidrográfica (em m3.s/km2)
  73. 73. 73Figura 49 – Mapas com as características os poços perfurados, constantes no sistemaSiagas.
  74. 74. 74Figura 50 – Mapas com variáveis hidromorfométricas.
  75. 75. 75Figura 51 – Mapas das variáveis morfométricas.
  76. 76. 76Figura 52 – Mapas com as variáveis morfométricas.
  77. 77. 77Explicações sobre índices utilizados para as variáveis morfométricas ehidromorfométricasQuadro 6 – Variável obtida com o programa Envi 4.8Variável Explicação ReferênciaDeclividade Razão máxima de mudança de altitude de uma célula para comsuas vizinhas. Obtida por meio do cálculo do momento dederivação sobre uma superfície quadrática construída porregressão polinomial a partir das bases de altimetria.Jenness(2011)Quadro 7 – Variáveis obtidas com o programa ArcGis 10, extensão Spatial AnalystVariável Explicação ReferênciaCurvatura Trata-se da segunda derivada da superfície de elevação (aprimeira derivada é a declividade). A curvatura geral é calculada apartir das 8 células vizinhas. A curvatura positiva indicaconvexidade, enquanto a curvatura negativa indica concavidade.Jenness(2011)Módulo daCurvaturaIndica a expressividade de ondulação do terreno.Distância aoexutórioDistância de drenagem de cada ponto até a foz da baciahidrográfica (no caso, a foz da Bacia do Rio Paracatu)Nível deNascentesSuperfície interpolada por kriggagem ordinária exponencial combase na altitude nas nascentesQuadro 3 – Variáveis obtidas com o programa SAGA 2.0.8Variável Explicação ReferênciaDeclividadeAcumuladaRazão entre a altitude e a distância horizontal entre um ponto e odivisor de águas mais alto que drena para esse ponto. Calculadopor processamento paralelo das células, sobre o modelo dedireção de fluxos múltiplos (MFD).Freeman(1991)Quinn et al.(1991)Nível de Base Interpolação da altitude ao longo da hidrografia para o restante doterreno.Distânciavertical ao nívelde baseSubtração da altitude pelo nível de base. É considerado comobastante correlacionado à profundidade até o aquífero freático.Bock &Köthe(2008)Altitude até orioDistância vertical entre um ponto e o local da hidrografia paraonde ele verte suas águas pluviais.Freeman(1991)O’Callaghan(1984)Nobre et al.(2011)
  78. 78. 78Distânciahorizontal até orioDistância horizontal entre um ponto e o local da hidrografia paraonde ele verte suas águas pluviais.Freeman(1991)O’Callaghan(1984)Nobre et al.(2011)Altura deencostasÍndices morfométricos mensurados com referência na linha decumeada e no talvegue.Os vales e encostas são definidos em razão dos pontos de selado terreno, em função da variação de sua curvatura e de seuaspecto (azimute).Altitude normalizada: Normalização geoestatística da altitude,entre o vale (valor 0) e a cumeada (valor 1).Altitude Padronizada: Padronização geoestatística da altitudegeral e a altitude normalizada, por meio do desvio padrão.Uma gradação do macro-relevo para o micro-relevo seria aseguinte: altitude, altitude padronizada, altitude de encosta,altitude normalizada, índice de balanço de massas.Conrad etal. (2006)Bock et al.(2007)AltitudenormalizadaAltitudepadronizadaÍndice deBalanço deMassasExpressa o balanço entre erosão e acumulação, considerando aaltura em relação à rede de drenagem, a declividade e acurvatura, por meio da integração da meia encosta da área dedrenagem.Onde CA (Área de contribuição)STI= Índice de transporte de sedimentosMBI = Índice de balanço de massasMoeller etal. (2008)Boehner &Selige(2006)Índicetopográfico deumidadeEquivale a ln(Área Específica de drenagem / tangente do ânguloda declividade).Onde A é a area específica de drenagem e B é a declividade.Área específica é a área a montante por unidade de comprimentode fluxo [m2/m=m]Gruber &Peckham(2008)Beven &Kirkby(1979):Boehner &Selige(2006)Moore et al.(1991)Índicetopográfico deescoamentosubsuperficial(downslopedistancegradient index)Onde Ld é a distância horizontal do ponto com elevação de “d”metros abaixo da elevação da célula inicial, seguindo a direção dedrenagem de maior inclinação.Considera-se que essa inclinação acumulada, com “d” igual a 10metros, possa ser um indicador da potencialidade de drenagem dosolo para escoamento subsuperficial.Hjerdt et al.(2004)
  79. 79. 79Índice derugosidadeCalcula a diferença na elevação entre a célula central e suas 8células vizinhas.Onde xij = elevação de cada célula vizinha à célula (0,0)Riley et al.(1999)Índice vetorialde rugosidadeÍndice de rugosidade baseado na dispersão vetorial do relevo.I.e., mede a rugosidade do terreno pela variação tridimensional daorientação entre as células vizinhas. A análise vetorial mede adispersão dos vetores ortogonais (normais) em relação às célulasvizinhas. Esse índice é menos correlacionado com o valor dadeclividade do terreno do que o índice de rugosidade tradicional.A rugosidade, teoricamente, vai de 0 (terreno uniforme) a 1(variação completa do terreno).Sappingtonet al. (2007)Hobson(1972)Radiação SolarTotalModelo que estima a soma da radiação direta e da radiaçãodifusa, por meio da consideração da orientação e inclinação dasencostas, do sombreamento da encosta oposta e do ângulo deincidência da luz solar ao longo de cada dia do ano.Jochem etal. (2009)NREL(2002)Índice deaquecimentoanisotrópicodiurnoÍndice que estima o potencial de aquecimento do solo tendo emconsideração a orientação das encostas e a sua declividade.Dispersão defluxo (flowwidth)Variável calculada em razão da divisão (divergência) doescoamento de uma célula fonte para as células vizinha.Gruber &Peckham(2008)Quinn et al.(1991)Índice deconvergênciaÍndice de modelagem hidrológica calculado por meio do gradiente(curvatura) e azimute, demonstrando a convergência do fluxo paraa célula, em relação a suas vizinhas.Koethe &Lehmeier(1996)Fator de visãodo terrenoA visibilidade do céu pode ser compreendida como a porcentagemde 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 deuma montanha do que no fundo de um vale encaixado. O fator devisão do terreno e o fator de visão do céu são parâmetroscomplementares para o cálculo da visibilidade do céu.Boehner &Antonic(2009)Hantzschelet al. (2005)Oke (2000)Zakšek etal. (2011)Fator de visãodo CéuVisibilidade doCéuÍndice debarlaventopredominante(NEE)Modelo de ventos que utiliza uma estimação da direçãopredominante do vento, com aceleração constante, sendomodificada pelo sotavento (proteção da encosta ao vento) e pelobarlavento (exposição da encosta ao vento) dentro de um raio deinfluência predeterminado. Na Bacia do Rio Paracatu, o ventopredominante é NEE (Ruralminas, 1996).Índice desotaventopredominante(NEE)Índice de Efeitodo Ventopredominante(NEE)Força Efetivado Ventopredominante(NEE)
  80. 80. 80REFERÊNCIASAgência Nacional de Águas – ANA. 2003. Análise Sobre a Implantação de Sistemas de Barragens deRegularização em Afluentes do Rio São Francisco. Projeto de Gerenciamento Integrado das AtividadesDesenvolvidas em Terra na Bacia do São Francisco. Subprojeto 4.5C– Plano Decenal de Recursos Hídricos daBacia Hidrográfica do Rio São Francisco -PBHSF (2004-2013) . ANA/GEF/PNUMA/OEA. Brasília. DistritoFederal. 53 p.Almeida F.F.M. 1967. Origem e evolução da Plataforma Brasileira. DNPM. 36p. (Boletim nº 241).Almeida, F.F.M. 1968. Evolução tectônica do centro-oeste brasileiro no Proterozóico Superior. In: Anais daAcademia Brasileira de Ciências, 40:285-296.Almeida, F.F.M. 1977. Evolução Tectônica do Centro Oeste Brasileiro no Proterozóico. In: Anais da AcademiaBrasileira de Ciências. Rio de Janeiro. 285-295.Alvarenga, L.J. 2010. Avaliação geológico-ambiental da compatibilidade da legislação atual à conservação doCerrado. Dissertação de Mestrado. DEGEO-UFOP.Andrade, L.M.G. 2007. Uso Optimal do Território de Bacia Hidrográfica com fundamentos no conceito deGeociências Agrárias e Ambientais - Bacia do Ribeirão de Entre-Ribeiros no vale do Rio Paracatu. Dissertação(Mestrado) - UFOP - Escola de Minas - Dep. de Geologia - Ouro Preto, 2007. 203 p.Assad, E.D., Sano, E.E., Moreira, L., Valente, B.C. 1991. Caracterização ambiental dos projetos Entre Ribeiros II eIII (PCPER II e III) e das reservas em condomínio dos PCPER I e II, Paracatu (MG). Brasília: Embrapa-CPAC/ Campo. 21p..Assad, E.D.; Sano, E.E.; Moreira, L.; Valente, B.C. 1992. Caracterização de áreas nativas através dosensoriamento remoto e do sistema de informações geográficas; caso dos projetos de irrigação entre Ribeiros,Paracatu (MG). Embrapa - Centro de Pesquisa Agropecuária dos Cerrados, Planaltina, DF (Brasil). Planaltina,DF (Brasil). 23 p.Barbosa, O. 1970. Projeto Goiânia. DNPM, Prospec. 74p.Barnes, B.S. 1939.The structure of discharge recession curves. Transactions of the American Geophysical Union,20: 721-725.Bettencourt J. S., Monteiro L. V. S., Bello R. M. S., Oliveira T. F. & Juliani C. 2001. Metalogênese do zinco echumbo na região de Vazante – Paracatu, Minas Gerais. In: Pinto, C. P. & Martins-Neto M. A. Bacia do SãoFrancisco: Geologia e Recursos Naturais, p.161-198 – SBG/MG – Belo Horizonte.Beven, K.J., Kirkby, M.J. 1979. A physically-based variable contributing area model of basin hydrology. HydrologyScience Bulletin 24(1), p.43-69.Bock, M., Böhner, J., Conrad, O., Köthe, R., Ringeler, A. 2007. Methods for creating Functional Soil Databases andapplying Digital Soil Mapping with SAGA GIS. In: Hengl, T., Panagos, P., Jones, A., Toth, G. [Eds.] 2007.Status and prospect of soil information in south-eastern Europe: soil databases, projects and applications. EUR22646 EN Scientific and Technical Research series, Office for Official Publications of the EuropeanCommunities, Luxemburg, p.149-162Bock, M., Köthe, R.: Predicting the Depth of hydromorphic Soil Characteristics influenced by Ground Water. In:Böhner, J., Blaschke, T., Montanarella, L. [Eds.] 2008. SAGA – Seconds Out. Hamburger Beiträge zurPhysischen Geographie und Landschaftsökologie, Vol.19, 113pp. p. 13-22Boehner, J., Selige, T. 2006. Spatial Prediction of Soil Attributes Using Terrain Analysis and ClimateRegionalisation. In: Boehner, J., McCloy, K.R., Strobl, J.: SAGA – Analysis and Modelling Applications,Goettinger Geographische Abhandlungen, Vol.115, p.13-27Boehner, J., Antonic, O. 2009. Land-suface parameters specific to topo-climatology. in: Hengl, T., Reuter, H. (Eds.):Geomorphometry - Concepts, Software, Applications, Developments in Soil Science series, volume 33. Elsevier.772p.Braun O. P. G. 1968. Contribuição à estratigrafia do Grupo Bambui. In: CONGRESSO BRASILEIRO DEGEOLOGIA, 22. Anais..., Belo Horizonte, SBG, 155-166.

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