A Bacia Hidrográfica do Paraná
José Luiz Lorenz Silva
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A Bacia do Rio Paraná drena uma área de 2.800.000 km2 ao longo dos mais de 3.500
quilômitros que separam sua nascente, na confluência dos Rios Grande e Paranaíba da
respectiva foz, no estuário do Rio da Prata. A partir do estudo da ciclicidade geoquímica das
maiores drenagens sul-americanas, assim como da avaliação dos correlatos parâmetros
físicos, Lerman & Meybeck, (1987) in Magalhães, (1997), posicionaram a Bacia do Rio Paraná
como segunda maior da América do Sul.
A largura do leito estável do Rio Paraná varia entre 1,2 e 15 quilômetros. Sua calha
está encaixada em travessões de basalto, arenitos e aluviões. O débito na foz é variável em
torno dos 470.000.000 m3/ano e a carga sedimentar é de, aproximadamente, 91.106
toneladas/ano (IBGE, 1988).
O traçado da drenagem atual foi configurado a partir do Cretáceo quando, tectonismos
geraram basculamentos em série e escalonamento de blocos, originando o atual
configuração da bacia (Milliman & Meade, 1983 in Souza Filho, 1995).
Ao longo do Rio Paraná, a partir da década de 60, foram instalados vários barramentos
para aproveitamento hidrelétrico, obras as quais modificaram a dinâmica hídrica, a forma
do leito estável e do canal originais. Antes dos barramentos o canal fluvial era estreito e
marcado por várias quebras da linha d´água, entre elas o Salto de Urubupungá e a
Cachoeira de Itapura. Na maior parte do curso superior a drenagem em apreço está na área
de influência do Complexo Hidrelétrico de Urubupungá o qual congrega 26 reservatórios,
sendo os maiores os lagos das Usinas de Ilha Solteira, Engenheiro Souza Dias e Engenheiro
Sérgio Motta (Magalhães, 1997).
O alto curso do Rio Paraná é caracterizado pela afluência de drenagens de grande porte,
presença de ilhas, braços abandonados, barras arenosas, canais secundários e sistemas de
lagoas; muitos dos quais estabelecidos em paleocanais, truncados ou não, por desníveis de
origem tectônica, os quais estão inseridos em terraços altos ou baixos. Os altos terraços
fluviais são marcados pela ocorrência de sistemas lênticos com corpos d'água de formas
arredondadas. Nos baixos terraços, compartimento plano que se estende por até 20 km
desde a margem direita da calha atual do Rio Paraná, bem como nas planícies fluviais só
existentes ao sul da área presentemente estudada, as lagoas exibem formas típicas de braços
abandonados ou são corpos alongados (Cattanio & Lorenz-Silva, 1987).
No Estado de Mato Grosso do Sul, as várzeas do Rio Paraná foram submersas pelos
reservatórios ou incorporadas ao sistema produtivo, especialmente à pecuária. No alto
curso o regime de cheias ainda é a principal variável de modulação dos meios físico e
biótico regionais. As flutuações do nível fluvial, embora alteradas pelos represamentos,
têm amplitude anual média ainda mantendo uma sazonalidade (Magalhães, 1997).
Os barramentos fluviais, comuns no alto curso do Rio Paraná, embora controlem
grande parte da dinâmica fluvial através da modulação antrópica dos níveis de base, não
impedem, mormente nos grandes afluentes regionais, a ocorrência de que eventos
sazonais e seu registro erosivo ou deposicional no contexto fluvial. A competência e a
capacidade do meio, mesmo sob relativo controle, influem na construção dos elementos
deposicionais.
Por competência se entende a velocidade de fluxo necessária para a mobilização de
cargas sedimentares de granulometrias variadas, enquanto a capacidade é o volume de
sedimentos que pode o rio transportar por unidade de descarga. Depósitos fluviais incluem
blocos, seixos e grânulos irregulares, numa matriz de areia, silte e argila, conjunto que pode
revelar alguma gradação, tanto nos acúmulos dos fundos da calha quanto nos das margens
fluviais. Partículas muito finas permanecem em suspensão ou são depositandas nas
planícies de inundação, nos baixos terraços, nas lagoas, nos canais abandonados, ou ainda
no baixo curso do canal fluvial, onde a competência do meio é quase nula. Sedimentação
química fica restrita aos ambientes de baixa energia, onde formam paleossolos, nódulos,
camadas carbonáticas, carvão e evaporitos.
No contexto fluvial, durante as grandes enxurradas, os sedimentos podem ser
mobilizados através da ação de fluxos gravitacionais, tanto em ambientes subaquosos
quanto nos subaéreos. Tal dinâmica geralmente inicia por um escorregamento uniforme,
(landslide). A continuidade de processo, pode gerar a deformação e a mistura de grande
quantidade de clastos
mal selecionados, (debris flow). Até ser atingido o equilíbrio
gravitacional ocorre a drenagem da água intersticial da massa sedimentar em movimento
(Walker & James, 1994).
A taxa de sedimentação e as dimensões físicas das unidades depositadas no meio
fluvial, geram corpos de grandeza e características particulares os quais são limitados por
descontinuidades e contatos com o substrato. As estruturas sedimentares que ficam
preservadas nas rochas decorrem da migração das formas de leito. A partir do estudo das
formas deposicionais, dos leitos, das unidades estratigráficas e dos complexos bacinais é
possível reconhecer e hierarquizar diferentes níveis de heterogeneidade (Mial, 1991 in
Reading, 1997).
Nos canais fluviais retos ou curvos, cascalhos, areias e sedimentos finos, constroem
barras, bancos e depósitos marginais. Os canais e as barras são as unidades deposicionais
básicos de um rio onde elementos arquiteturais comporiam o sistema deposicional como
corpos de dimensões menores do que um canal e maiores do que uma unidade faciológica.
Tais macroformas ou componentes de larga escala da paisagem fluvial são produtos dos
muitos eventos deposicionais e erosivos ocorridos ao longo do tempo. De dezenas até
milhões de anos, são geradas em ambiente fluvial: barras laterais e frontais, bancos de
areia e ilhas. No registro litológico as barras formam superfícies de topo convexo (quarta
ordem), as quais truncam, internamente, as superfícies de terceira ordem indicativas de
deposições individuais. Cada unidade deposicional é representativa de um período de
crescimento ativo da barra. As intercalações de drapes, ou níveis delgados de lama, seriam
indicativas de eventuais decréscimos de fluxo (Allen, 1983 in Reading, 1997).
Eventos erosivos ficam registrados nas rochas por truncamentos e acamadamentos
cruzados de baixo ângulo, também chamados de superfícies de reativação. Ashley, (1990)
usa o termo superfície de reativação para as superfícies de terceira ordem que separam as
macroformas (barras) de incremento sedimentar (progradação) as quais podem ter um
desenho retilíneo (2D) ou sinuoso (3D).
Com o fito de simplificar sua referência, conjuntos de elementos arquiteturais podem
ser identificados por siglas. Assim (LA) identifica elementos de acresção lateral, caso das
barras em pontal, onde há acresção sedimentar de alto ângulo no sentido da margem para
o centro do canal. Com (DA) se identifica depósitos de acresção de jusante, (downstream),
as quais formam barras ativas e ilhas cujo posicionamento ocorre em posição mais central
do canal e cuja construção ocorre por aporte de clastos desde o alto curso. Os elementos
DA são caracterizados pela presença de cosets com hierarquias variadas de superfícies de
deposição. (CH) identifica elementos de canais, geralmente canais secundários. (SG)
identifica depósitos de fluxo gravitacional, geralmente nas proximidades de leques aluviais.
(SB) identifica formas de areia decorrentes de rompimento de dique marginal (crevasse
splays). (LS) identifica acamadamentos laminares arenosos (em forma de lençol). (OF)
identifica acamadamentos de sedimentos finos, calcretes e silcretes em associações com
pedogênese (Walker & James, 1994).
Os sedimentos finos são depositados nas planícies e terraços dos segmentos planos
adjacentes as calhas fluviais. Na região sob estudo os terraços fluviais despontam como
patamares aplainados de largura variável e terrenos inundáveis somente em épocas de
enchente. São compartimentos limitados por uma escarpa em direção ao curso d’água. Os
terraços compostos por materiais relacionados à antiga planície de inundação são
denominados terraços aluviais. A remoção total ou parcial de uma planície de inundação,
ocorreria via oscilações climáticas com diminuição no débito hídrico e retomadas erosivas
sobre o embasamento rochoso. Os soerguimentos tectônicos e ou os rebaixamento do
nível geral de base, poderiam ser os eventos geradores dos terraços encaixados, típicos no
Rio Paraná (Christofoletti,1980).
Os baixos terraços da margem direita do Rio Paraná fazem o papel de planície,
abrigando veredas nos baixios de paelocanais. Nessa região rebaixada são comuns as lagoas
as quais, em épocas de enchente, são coadunadas pelas águas fluviais. Neste domínio são
comuns as quebras da seqüência de vertentes, sugerindo a ocorrência de erosão e deposição
quaternários, os quais propiciaram a formação de feições que se assemelham a de um
meandros abandonados. Os terraços fluviais representam os principais indicadores
cronológicos para o estabelecimento da estratigrafia dos corpos aluviais de ocorrência
espacial fragmentada. O estudo dos episódios de sedimentação na calha fluvial revela
informações importantes para o
planejamento e ocupação racional do espaço
(Guerra,1994).
Nos terraços fluviais predominam solos hidromórficos, os quais se desenvolvem sob
influência de lençois freáticos altos, em condições de saturação de água. Neles o acúmulo de
matéria orgânica sob condições redutoras gera cores acinzentadas escuras no horizonte A. O
óxido de ferro migra para o horizonte B, onde ocorrem mosqueamentos de coloração
vermelha e formação de nódulos que endurecem originando as concreções lateríticas,
também conhecidas como plintita (Lepesh, 1977).
Guidicini, (1973) in Souza Filho, (1995) descreve a região de segmentos planos
adjacentes a calha do Rio Paraná a partir dos terraços altos e de encosta, os quais seriam
superfícies regulares, geralmente associadas a presença de lagos e lagoas. O segundo nível
topográfico seriam terraços baixos e o último compartimento diz respeito à planície aluvial
que se encontra a aproximadamente 5m acima do nível médio do rio. Este compartimento,
na região ora estudada, depósitos de cordões arenosos, diques marginais e paleocanais
sobrepostos a espessos pacotes rudáceos. Clastos de sílex com estruturas estromatolíticas
são encontrados no leito do Rio Paraná, desde Ilha Solteira (SP) até a localidade de Rosana
(SP), trecho que incluí o contexto investigado. Depósitos de quartzito associado a estratos
lenticulares de areia são freqüêntes no fundo de canais de drenagem que cortam os basaltos
da Formação Serra Geral. A área-fonte dos sedimento rudáceos seria a Serra do Caiapó,
divisor de águas entre os Rios Paraná e Araguaia situado no sudoeste do Estado de Goiás.
Naquela região afloram as litologias do Grupo Passa Dois (Fairchild et al., 1985 in Bogianni et
al., 1991).