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GEONOMOS (2005) 13GEONOMOS (2005) 13GEONOMOS (2005) 13GEONOMOS (2005) 13GEONOMOS (2005) 13(1, 2): 59-74

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SUL DE MINAS GERAISSUL DE MINAS GERAISSUL DE MINAS GERAISSUL DE MINAS GERAISSUL DE MINAS GERAIS

Antônio Pereira Magalhães Jr (*) & Elaine de Sousa Trindade (**)

RESUMO

Os vales fluviais da região sul de Minas Gerais têm sido marcados por uma evolução geomorfológicacenozóica condicionada por fortes influências tectônicas das faixas móveis da porção oriental do país(Sistema Serra do Mar/Serra da Mantiqueira). O condicionamento sobre os ciclos morfodinâmicostem englobado a reativação de zonas de cisalhamento pré-cambrianas como a Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu (Wernick et al, 1981), responsável pela formação de grabens que �capturam� os níveisde base locais. A bacia do rio Sapucaí, um dos principais afluentes do rio Grande, está inserida em umcontexto tectônico no qual alternam-se blocos de comportamento diferencial: zonas de cisalhamentoe sistemas horst-grabens, e blocos estabilizados alóctones (�cunhas tectônicas�). Este trabalho apre-senta a integração de resultados de diversos estudos sobre a reconstituição da dinâmica fluvial cenozóicade bacias fluviais na região sul de Minas Gerais, com base em análise estratigráfica de seqüênciasaluviais e sua correlação com o quadro geotectônico regional. Mesmo que situada no contexto derelativa estabilidade do Escudo Brasileiro, a região destaca-se como um rico cenário para a identifica-ção de influências tectônicas sobre o quadro geomorfológico nacional.

ABSTRACT

The fluvial valleys of the southern region of Minas Gerais have been marked by a geomorphologiccenozoic evolution, conditioned by strong tectonic influences from the mobile belt in the easternpart of the country (Serra do Mar � Serra da Mantiqueira system). The influence over themorphodynamic cycles has involved the reactivation of Precambrian shear zones such as the RúptilZone Carandaí-MogiGuaçu (Wernick et al, 1981), responsible for the formation of grabens which�reach� the local base levels. The Sapucaí river basin, one of the major tributaries of the GrandeRiver, is inserted in a tectonic blocks context wich differential behavior: shear zones, horst-grabensystems, and stabilized tectonic blocks. This work presents the integration of results from severalstudies on the reconstitution of the fluvial basins in the southern part of Minas Gerais, based in thestratigraphic analysis of alluvial sequences and its correlation with the regional geotectonic framework.Even though it is located in the relative stability of the Brazilian Shield, the region stands out as a richscenario for the identification of tectonic influences on the national geomorphologic framework.

(*) Prof. do Departamento de Geografia, Instituto de Geociências, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte/MG.(**) Geógrafa; Drª pelo Depto de Solos � Universidade Federal de Viçosa.

INTRODUÇÃO

Inserida no domínio estável do Escudo Brasileiro, aregião sul de Minas Gerais apresenta importantesregistros da evolução morfodinâmica de vales fluviaiscondicionados por blocos tectônicos de comportamentodiferencial ao longo do Cenozóico. Para a compreensãodeste passado �recente�, as seqüências estratigráficas,a morfologia e a configuração da rede de drenagem sãoevidências relevantes em um contexto climáticodesfavorável à preservação de vestígiospaleogeomorfológicos. Sua organização espacial e suacorrelação com o quadro geológico regional revelammarcos espaço-temporais dos eventos deposicionaisedenudacionais regionais.

Este trabalho integra um conjunto de resultados deestudos sobre as relações entre a dinâmica fluvial cenozóicaem sub-bacias contribuintes da bacia hidrográfica do rioSapucaí, região sul de Minas Gerais (bacias dos riosMandu, Cervo e Turvo), e o quadro geotectônico regional.Os estudos envolveram a interpretação de níveisdeposicionais aluviais e a análise estratigráfica deseqüências aluviais. A região destaca-se como um ricocenário para a identificação de influências tectônicas sobreo quadro geomorfológico nacional, considerando suaposição estratégica em uma porção do Escudo Brasileiro,marcada pela sucessão de blocos estabilizados e blocos efaixas móveis reativados no Cenozóico.

os 3885 R Geonomos pg 059 A 74.p65 1/6/2006, 09:4559

60 MORFODINÂMICA FLUVIAL CENOZÓICA EM ZONAS DE CONTATO ENTRE FAIXAS MÓVEIS E �CUNHAS TECTÔNICAS� NAREGIÃO SUL DE MINAS GERAIS

METODOLOGIA

O trabalho baseou-se na análise de cartastopográficas (1:50.000) e imagens de satélite TMLANDSAT 5-banda 4 (1:100.000), em fotointerpretação(CEMIG, 1989, 1:30.000) e levantamentos de campo paraa identificação e análise estratigráfica de formaçõessuperficiais. Em alguns depósitos aluviais pré-selecionados foram realizadas análises granulométricase de conteúdo de matéria orgânica (método WalkleyBlack), bem como análises de difração de raios-X paraidentificação de argilas (IGC/UFMG).

Enquanto as seqüências sedimentares permitiram areconstituição de eventos morfodinâmicos, a análisecartográfica auxiliou a correlação de aspectosmorfológicos, padrões fluviais e direções da rede dedrenagem, facilitando a compartimentação de baciasfluviais em domínios geomorfológicos homogêneos. Foielaborado um mapa morfotectônico que permitecorrelacionar a organização do quadro geomorfológicoregional com o contexto geotectônico.

QUADRO MORFOTECTÔNICO REGIONAL

As bacias fluviais estudadas situam-se na porção sul deMinas Gerais, bacia hidrográfica do rio Sapucaí (Fig. 1). Aregião apresenta clima tropical úmido e economia baseada naagropecuária e agroindústria. Os solos são usadosprincipalmente para pastagens e plantações de café, milho elaranja. Nos últimos anos tem se verificado sensíveldesenvolvimento industrial em pólos regionais como PousoAlegre, Varginha, Itajubá e Santa Rita do Sapucaí. As principaissedes municipais das bacias estudadas são Pouso Alegre

(bacia do rio Mandu), Congonhal (bacia do rio do Cervo)e Heliodora (bacia do rio Turvo).

A porção sul de Minas Gerais insere-se no domíniodo Escudo Atlântico Brasileiro, compartimentogeoestrutural da Província Mantiqueira (Almeida, 1981).As rochas arqueanas apresentam-se cortadas porextensos falhamentos brasilianos associados acinturões de cisalhamento. Predominam gnaisses emigmatitos do Complexo Varginha, do ComplexoAmparo, e do Grupo Andrelândia (COMIG, 1994). Ocontato entre as unidades é realizado pelos citadosfalhamentos compressivos transcorrentes e inversosde direções predominantes NNE-SSW e ENE-WSW,coincidindo com trecho da denominada�Descontinuidade Crustal do Alto Rio Grande� (Saadi,1991).

Dentre os resultados dos estudos realizados na região,desde meados deste século (Moraes Rego, 1932;Martonne, 1940; Ruellan, 1953; King, 1956; Ab�Saber eBernardes, 1958; Almeida, 1964), destaca-se um relativoconsenso sobre o forte condicionamento tectônico-estrutural da evolução e da configuração geomorfológicaquaternária. As movimentações do Sistema de Rifts daSerra do Mar (Almeida, 1964) e da Faixa Mantiqueira vêmpropagando seus efeitos para o interior do continente, atémesmo durante o Quaternário, por meio de uma �tectônicaresidual� (Saadi, op. cit.). Os efeitos envolvem oescalonamento do relevo em degraus basculados para NWe reativações de grandes falhas brasilianas presentes emzonas de cisalhamento como a Zona Rúptil Carandaí-MogiGuaçu (Wernick et al, 1981; Artur e Wernick, 1993), tambémconhecida como Zona de Cisalhamento Ouro Fino(Cavalcante et al., 1979).

Figura 1- Localização da Região de estudo.


61MAGALHÃES JR., A. P. & TRINDADE, E. S.

A região sul de Minas Gerais situa-se, portanto, em umcontexto geológico peculiar, de caráter transicional(Fig. 2): a) entre a borda sul do Cráton do São Francisco e osistema Serra da Mantiqueira, uma faixa móvel brasilianade direção geral NE-SW, reativada no Cenozóico.b) entre a Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu (NE-SW), e as Cunhas Tectônicas de Socorro (Cavalcanteet al, op. cit.), a SE da região, e de Guaxupé, a NW, doisblocos rígidos relativamente estabilizados ao longo doCenozóico (Hasui et al., 1984).

O termo �cunha tectônica� é aqui utilizado nosentido de bloco tectônico alóctone, como propostopor Wernick et al. (1981), enfatizando sua conotaçãogenética de blocos deslocados no Ciclo Brasiliano.Campos Neto (2000) refere-se às cunhas como um únicodomínio denominado �The upper high-temperatureSocorro-Guaxupé Nappe�, o qual seria um extenso blococrustal alóctone de pelo menos 10 Km de espessura.

Os contatos entre blocos tectônicos refletem-se naconfiguração da rede de drenagem da bacia do rioSapucaí, a qual apresenta quatro conjuntos deorientações preferenciais:

1)NNE-SSW: predomina nos canais de 1ª e 2ªordens, principalmente na porção NW da bacia doSapucaí (sub-bacias dos rios do Cervo e Mandu).

2)NNW-SSE: predomina nos canais de 1ª e 2ª ordensnas sub-bacias situadas a N/NE da região: rios Dourado,Lourenço Velho e Turvo.

3)NE-SW: predomina nos canais de 3ª e 4ª ordens,com destaque para as bacias dos rios Dourado,Lourenço Velho, Mandu e Sapucaí Mirim.

4)ENE-WSW: predomina nos canais de 3ª e 4ª ordens,principalmente a N (sub-bacias dos rios do Cervo eDourado).

Os sistemas estruturais brasilianos de direção NNE-SSW e NNW-SSE condicionam preferencialmentecanais de ordem inferior (1ª e 2ª), enquanto o controledas estruturas NE-SW e ENE-WSW está mais presentenos canais de 3ª e 4ª ordens.

As redes fluviais NE-SW e os sistemas derivados(NNE-SSW e ENE-WSW) devem sofrercondicionamento direto das zonas rúpteis associadasao �Sistema de Rifts da Serra do Mar� (Almeida, 1976),cujos reflexos rumo ao interior do continente podem teroriginado zonas de cisalhamento de menor extensão.Quanto à direção NW-SE, esta corresponde àsestruturas geradas no Ciclo Uruçuano e reativadassucessivamente até o fim do Ciclo Brasiliano (Braun eBaptista, 1977). Esta direção pode refletir as influênciastopográficas do reconhecido basculamento regionalpara NW (King, 1956).

A maior parte dos vales de afluentes do rio Sapucaíestão escavados, parcial ou totalmente, nos eixos defalhamentos transcorrentes regionais, como por exemplo:

- Vale do rio do Cervo � eixo da Falha deJacutinga, com direção WSW � ENE (�Cinturão deCisalhamento Ouro Fino�).

- Vale do rio Turvo � eixo das Falhas de Jacutingae Borda da Mata, com direção geral WSW-ENE(�Cinturão de Cisalhamento Ouro Fino�).

- Vale do rio Mandu � eixo das Falhas de Bordada Mata e Monte Sião, com direção WSW-ENE(�Cinturão de Cisalhamento Ouro Fino�).

- Vale do rio Itaim � eixo da Falha de Extrema,com direção SSW-NNE (�Cinturão de CisalhamentoCamanducaia�).

- Vale do rio Lourenço Velho � eixo da Falha deLourenço Velho, de direção WNW-ESE (transversal ao�Sistema de Falhas Serra da Mantiqueira�).

Figura 2- Mapa Geológico da Região de estudo.



Além dos reflexos nas direções e padrões dedrenagem, o controle estrutural extende-se à presençade cortes epigênicos em serras de direção NE-SW, e aextensos trechos fluviais entulhados, inclusive nopróprio rio Sapucaí, coincidindo geralmente com zonaslimitadas ou cortadas pelas grandes falhas regionaisNE-SW.

Possuindo como unidade morfológica cimeira a Serrada Mantiqueira, o sul de Minas Gerais situa-se nodomínio dos denominados Planaltos do Sul de Minas(IBGE, 1977), marcados por uma seqüência decompartimentos de colinas interrompidas por serras dedireção preferencial NE-SW, coincidentes com osfalhamentos transcorrentes brasilianos. O modeladoconfigura-se por meio de compartimentos morfológicosdistribuídos em planaltos escalonados (�degraus�) apartir da Serra da Mantiqueira, estando basculados paraNW em função das reativações cenozóicas das faixasmóveis da borda oriental do SE do país.

CARACTERIZAÇÃO GEOMORFOLÓGICA DASBACIAS

Bacia do Rio do Cervo

A bacia do rio do Cervo está situada em trecho daZona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu, apresentandodireção geral WSW-ENE e área aproximada de 1.123km2. As principais unidades litológicas são os granitose migmatitos pré-Cambrianos do Complexo Varginha,os quais sustentam a Serra do Cervo ao longo de quasetoda a margem esquerda do rio do Cervo, e as rochasgnáissicas do Complexo Itapira, na margem direita. Todasas rochas pertencem à Associação Barbacena deCavalcante et al (1979), tendo sido remobilizadas noCiclo Brasiliano e recobertas por formações coluviais ealuviais cenozóicas.

Dentre os planaltos escalonados e basculados paraNW a partir da Serra da Mantiqueira, o denominadoDegrau Intermediário (Saadi, 1991) abrange o vale dorio do Cervo, estando marcado pela influência das zonasde cisalhamento responsáveis pelo �fatiamento� dorelevo em diversas cristas de direção ENE-NE. O rio doCervo tem seu curso inserido, em grande parte, na baseda Serra do Cervo, a unidade morfológica cimeira dabacia.

A análise geomorfológica revelou quatro conjuntosmorfoestruturais condicionados pelos sistemas estruturais NNE-WSW(paralelos ao rio do Cervo), �fatiando� o relevo ao longo dos falhamentos:

1)Serra do Cervo: unidade cimeira com morfodinâmicainstável no Cenozóico. Situa-se na margem esquerda do riohomônimo, com altitudes médias entre 1300 e 1500 m edireção geral ENE-WSW;

2)Baixos Terraços e Várzea: extensa zona deposicionalsuavizada, na qual se instala o rio do Cervo, com altitudesmédias entre 800 e 840 m;

3) Domínio de Morros e Colinas: situado na margemdireita do vale principal, a cerca de 840-900 m de altitude,apresenta morfodinâmica relativamente estável;

4) Domínio de Cristas Meridionais: situado na bordasul da bacia, com formas de direção geral NE-SW ealtitudes médias entre 1100 e 1300 m.

Apesar da Bacia apresentar diferenciaçõesgeomorfológicas longitudinais ao vale principal (direçãoNE-SW), a compartimentação é fundamentalmentetransversal (direção N-S). Aspectos como morfologia,padrões e direções de drenagem variamsignificativamente entre as duas margens do coletorprincipal.

A maior instabilidade morfodinâmica verificada namargem esquerda, fato atestado pela ocorrência dequeda de blocos, cicatrizes de deslizamentos, capturasfluviais e forte dissecação da morfologia, estácorrelacionada com o elevado controle tectônico-estrutural, principalmente de lineamentos NE-SW e NW-SE. Neste caso, a morfodinâmica cenozóica tem sidoinfluenciada pelos eventos responsáveis porsoerguimentos da Serra do Cervo e pela geração do�Graben do rio do Cervo�, no qual se instala a calha dorio homônimo (Magalhães e Trindade, 1996). Estaestrutura é, na realidade, um hemi-graben gerado comoconseqüência dos soerguimentos da Serra, levando afortes tensões na zona de contato rígida com o blocotectônico adjacente a SE. Os efeitos distensivos na baseda Serra, associados ao basculamento do citado bloco(reprodução do comportamento tectônico regional doSistema Mantiqueira), tem levado à evolução policíclicado hemi-graben, o qual �capturou� o nível de base local(rio do Cervo)levando à sua migração lateral de SE paraNW.

Foi verificado que as mais claras evidências decontrole estrutural sobre a morfologia e morfodinâmicapredominam na margem esquerda do vale, e em trechoda margem direita no alto curso do rio do Cervo, onde ocondicionamento é atestado principalmente pelamorfologia, pelo padrão de drenagem (padrão paralelo)e pela relativa abundância de evidências de capturasfluviais. Esta região também abrange as cabeceiras dovale do rio Mandu, a sul. Com direção semelhante ao riodo Cervo, o rio Mandu também apresenta maiorinstabilidade no alto curso. Os estudos revelaramsemelhanças entre a dinâmica fluvial quaternária nasduas bacias.

Níveis e Seqüências Estratigráficas

São encontrados quatro níveis deposicionaisaluviais na bacia do rio do Cervo, sendo três níveis deterraços escalonados e um nível de várzea parcialmenteembutido no terraço inferior (Magalhães e Trindade, 1996;1997). Foram elaboradas seções-síntese ilustrativas dasseqüências estratigráficas dos níveis aluviais, já que sãoas mais desenvolvidas da área estudada (Fig. 3).

As alturas em relação ao nível de base variam aolongo dos segmentos (Fig. 4). As altitudes médias dosníveis deposicionais variam entre 810 e 920 m.

a) Terraço Superior � T3Apresenta nível basal de seixos de quartzo

suportados, recoberto por material argilo-arenoso



maciço, marrom amarelado a marrom avermelhado. Ospercentuais de finos (argila/silte) e de argila são de 60 e50 % respectivamente. Há um baixo percentual de matériaorgânica: 0,57 %.

b) Terraço Intermediário � T2Assemelha-se ao T3, apresentando nível basal de

seixos de quartzo suportados, recobertos por materialargiloso, maciço, marrom amarelado a avermelhado.Percentuais de 60 a 71 % de finos foram encontrados,dos quais 50 a 52 % são de argila. O conteúdo de matériaorgânica é baixo: 0,89 a 1,59 %. Assim como no caso doT3, os remanescentes do T2 encontram-se maispreservados na margem direita do Vale, fatocondicionado pela Serra do Cervo na margem esquerda.

c) Terraço Inferior � T1O terraço mais recente apresenta níveis basais de

seixos de quartzo e do embasamento, recobertos pormaterial argiloso na base tendendo a argilo-arenoso oufranco-arenoso em direção ao topo, maciço, marrom,cinza ou preto, rico em matéria orgânica, e commosqueamentos avermelhados. Nestes materiais decobertura, foram encontrados percentuais de finos de51 a 60 % na base, dos quais 40 a 42 % de argila, e 62 %de finos e 39 % de argila na porção superior. Ospercentuais de matéria orgânica variam de 0,13 a 6,58 %

Tabela 1 - Níveis Deposicionais Aluviais do rio doCervo

no vale do ribeirão Bicas.d) Nível de VárzeaO perfil-síntese da várzea constitui-se de dois ciclos

deposicionais, ambos com nível basal de seixos dequartzo recoberto por areia média a grossaesbranquiçada, e material argilo-arenoso a areno-argiloso marrom acinzentado a preto, rico em matériaorgânica, em meio ao qual aparecem lentes de areia finaa média e mosqueamentos amarelados a avermelhados.São encontradas estruturas plano-paralelas e cruzadasacanaladas tanto nos níveis detríticos como no materialmais fino.

Figura 3 � Seções Estratigráficas-Síntese dos Níveis Aluviais do Rio do Cervo (Obs: As seções do rio do Cervosão as mais representativas da região).



Bacia do Rio Mandu

A bacia do rio Mandu possui uma área aproximadade 987 km2. O rio Mandu apresenta direção geral W-E,percorrendo cerca de 46 Km até desaguar no rio Sapucaí-Mirim, principal afluente do rio Sapucaí.

Na porção setentrional da Bacia,correspondendo à margem esquerda do rio Mandu,ocorrem morros e blocos serranos com altitudes entre820-1340 m. Constituem-se em divisores entre as baciasdos rios Mandu e Cervo. Características peculiares sãoos ravinamentos profundos e as cicatrizes dedeslizamento associadas à incisão de canais fluviaisnos amplos anfiteatros erosivos (zonas de cabeceiras).

Um amplo setor suavizado de baixos terraços evárzea do rio Mandu ocorre a altitudes entre 810-920 m.Engloba o médio e baixo curso do rio, bordejado pelostrês níveis de terraços identificados. Patamaresrebaixados ocorrem no médio e baixo rio Mandu (880-920 m), em uma faixa estreita ao longo da margem direita.Constituem-se em interflúvios largos e alongados nadireção N-S, com topos aplainados. Estes patamaresrebaixados podem representar remanescentes de umnível de erosão fluvial pré-T3. Segundo King (1956), osremanescentes da Superfície Sul-Americana na regiãosituariam-se justamente nesta classe altimétrica.

Ocupando quase toda a margem direita da Bacia, no altoe médio curso do rio Mandu, ocorrem cristas e vertentesorientadas a altitudes médias entre 860-1330 m. Nesta áreade forte controle estrutural, predominam serras e interflúviosestreitos e alongados na direção N-S, vertentes abruptas,abundantes ravinamentos, pronunciado recuo de cabeceirasem amplos anfiteatros de erosão e recentes cicatrizes dedeslizamento. Não são raras as evidências de capturasfluviais. Sobre os migmatitos e gnaisses da porção ocidentalda Bacia, os interflúvios assumem a direção dos falhamentosda Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu (NE - ENE). Nos limites

Figura 4 � Perfil Longitudinal do Rio do Cervo e Níveis Aluviais

meridionais do Domínio ocorrem serras que seconstituem em divisores entre as bacias dos rios Mandue Mogi Guaçu, destacando-se as serras da Boa Vista edos Capitães, com desníveis altimétricos de até 300 m.

Finalmente, destaca-se o �Canyon� do Ribeirão doPântano (860 - 1490 m), afluente da margem direita dorio Mandu. Configura-se em um braço anômalo comcerca de 35 km de comprimento na direção NNE-SSW,rumo à bacia do rio Mogi Guaçu. O vale foi esculpido aolongo da Falha de Senador Amaral, apresentando perfillongitudinal com sucessivos degraus topográficos.

Níveis e Seqüências Deposicionais

Também foram identificados quatro níveis aluviaisna bacia do rio Mandu, sendo três terraços escalonadose um nível de várzea parcialmente embutido (Magalhãese Trindade, 1998). Assim como na bacia do rio do Cervo,as altitudes médias dos níveis deposicionais situam-seentre 810 e 920 m. As seções sedimentares são descritasa seguir (do nível mais antigo para o mais recente)

a) Terraço Superior - T3Ocorre apenas na margem direita do rio Mandu,

estando incorporado ao setor médio das encostas. Asseções constituem-se de nível basal de seixos dequartzo suportados, subangulosos, recobertos por areiagrossa e material argilo-arenoso marrom-avermelhadocom seixos de quartzo esparsos.

b) Terraço Intermediário - T2É encontrado na margem direita do rio Mandu e, assim

como o T3, não apresenta mais sua configuração originalpor estar recoberto por uma seqüência coluvial avermelhada.Constitui-se de nível basal de seixos angulosos esubangulosos de quartzo, recoberto por material silto-arenoso marrom amarelado, a argilo-arenoso acinzentado.

c) Terraço Inferior - T1É encontrado ao longo de todo o vale do rio Mandu e de

seus principais afluentes, apresentando grande



extensão na margem direita. A seção estratigráfica maisrepresentativa foi encontrada no vale do rio Inhumas(afluente do rio Mandu pela margem esquerda),consistindo, da base para o topo, de material argilo-arenoso orgânico, nível de seixos angulosos de quartzoem meio a matriz argilo-arenosa, material areno-siltosomarrom amarelado com abundância de grânulos dequartzo e material areno-argiloso marrom com grânulose seixos de quartzo esparsos.

d) Nível de VárzeaApresenta grande extensão na margem direita do

médio e baixo cursos do rio Mandu, ocorrendo tambémao longo dos principais afluentes. Não é possívelvisualizar o contato entre a base da várzea e a base doT1. A seção-síntese apresenta: nível basal de areiagrossa com gradual transição para areia fina, rica emmatéria orgânica pouco decomposta; material areno-argiloso a argilo-siltoso acizentado a preto, maciço; areiagrossa esbranquiçada; material argilo-arenoso marromescuro maciço com abundantes lentes de areia grossa.A base da várzea está encoberta pela lâmina d�água.

Tabela 2 - Níveis Deposicionais Aluviais do rioMandu

Bacia do Rio Turvo

O rio Turvo apresenta cerca de 51 km de extensão eé afluente do rio Sapucaí pela margem direita. A Baciaabrange os municípios de Careaçu, Heliodora, Natérciae Conceição da Pedra, inserindo-se na Zona RúptilCarandaí-Mogi-Guaçu.

Na porção meridional da bacia ocorrem morrosfortemente dissecados, entre a Serra da Pedra Branca ea Falha de Borda da Mata. As altitudes médias são de1000 m. A morfologia apresenta-se fortemente dissecada,com vales encaixados e quase ausência de várzeasfluviais.

Entre a porção anterior e a Serra de Santa Catarinaocorre um domínio de morros fortemente dissecados aaltitudes médias de 1100 m. Apresentam intensadinâmica de encostas, com maior freqüência de cicatrizesde deslizamento, anfiteatros e voçorocas. O domínio foiesculpido pelo ribeirão São Bernardo (direção E-W) eseus tributários, sendo ainda cortado pelo rio Turvo naporção W. Neste trecho, o rio Turvo passa a apresentaruma extensa várzea, ao contrário do trecho à montante.

Na porção central da Bacia situa-se a Serra de SantaCatarina, com direção E-W e altitudes médias de 1400m. A vertente N constitui a escarpa principal,caracterizada como de empurrão e gerada em função daFalha de Santa Catarina. A Serra representa o divisor de

drenagem das Bacias do ribeirão São Bernardo e doribeirão Santa Izabel, enquanto sua extremidade W écortada pelo rio Turvo em um vale epigênico, onde suavárzea torna-se abruptamente estreita.

Na porção N da Bacia ocorrem colinas de toposarredondados e morros rebaixados e alongados, comaltitudes médias de 900 m. A morfodinâmica de encostasé melhor representada por anfiteatros erosivos,principalmente no vale do ribeirão Areado. As várzeasocorrem extensivamente ao longo dos trechos médio ebaixo dos vales do rio Turvo, ribeirão Areado e ribeirãodo Ataque.

A Serra das Águas (prolongamento NW da Serrado Cervo) compreende o limite setentrional da Bacia,apresentando direção geral ENE-WSW e altitudesmédias de 1150 m. Verifica-se abundância de cristas evales encaixados, e sua vertente N ocorre sob forma deuma escarpa de empurrão coincidente com um extensofalhamento inverso da Zona Rúptil Carandaí-MogiGuaçu.

Níveis e Seqüências Deposicionais

Foram identificados dois níveis de terraçosescalonados e um nível de várzea parcialmente embutidono terraço inferior (Magalhães e Ferreira, 1998).

a) Terraço Superior � T2Encontrado em raros pontos dos vales dos rios

Turvo e Areado, apresenta seção-síntese formada pornível basal de seixos de quartzo suportados,subarredondados, com tamanho médio de 3 a 4 cm,recoberto por material areno-argiloso marrom a marromavermelhado. As altitudes variam de 850 m no vale dorio Turvo, a 840-880 m no vale do rio Areado.

b) Terraço Inferior � TCom distribuição espacial mais generalizada do que

o T2, o T1 é encontrado nos vales do rio Turvo e deseus principais afluentes. Não apresenta seçõestotalmente expostas devido ao parcial embutimento davárzea. Apresenta material areno-argiloso marromescuro, rico em matéria orgânica. No vale do córregoAtirado, os depósitos apresentam, certas vezes, texturaargilo-arenosa e cor cinza a preto na base, e marrom notopo.

c) Nível de VárzeaA várzea apresenta dimensões significativas no

médio-baixo vale do rio Turvo, e em trechos localizadosdos vales dos córregos Areado e Atirado. Os depósitossão de textura areno-argilosa e cor marrom a marromacinzentado, com espessura média de 3 m. A baseencontra-se submersa pela lâmina d�água.

Tabela 3 - Níveis Deposicionais Aluviais do rioTurvo



Formações Superficiais Coluviais e Eluviais

Foram identificadas seqüências coluviais presentesnas três bacias, sendo mais comum uma seqüênciaconstituída por stone-line basal de seixos angulososde quartzo e das rochas do embasamento, recobertapor material areno-siltoso marrom avermelhado aamarelado. Em certos casos o material aparecerecobrindo os terraços superiores.

Deve-se ainda mencionar a presença local deseqüências eluviais de seixos angulosos asubangulosos de quartzo e principalmente do substrato,geradas �in-situ� através do intemperismo das rochasdo embasamento. Análises granulométricasdemonstraram pequenas variações entre os materiaissuperior e inferior ao nível detrítico, em todas as classestexturais. Em certos casos é visível a gênese dos seixosa partir da meteorização interna e fragmentação localdos afloramentos rochosos mais resistentes,preservados do intenso intemperismo, e a total remoçãodos caracteres originais da rocha sã. Os seixos sub-arredondados derivam tão somente da eficaz atuaçãodo intemperismo esferoidal.

A origem �in-situ� também aplica-se a um nívelde fragmentos lateríticos embasado e recoberto pelosubstrato intemperizado. Eventos tectônicos recentespodem ter sido responsáveis pela total fragmentaçãoda crosta laterítica e deformação do nível detrítico citadoacima, cujo arranjo espacial é marcado por fortesondulações. O rebaixamento do nível d�águasubterrâneo deve ter auxiliado a evolução do �front� deintemperismo, homogeneizando o perfil.

RECONSTITUIÇÃO DOS PRINCIPAIS EVENTOSMORFODINÂMICOS CENOZÓICOS

Bacia do Rio do Cervo

Na bacia do rio do Cervo o evento morfodinâmicomais antigo registrado corresponde ao T3, mas um oumais níveis de terraços mais antigos certamenteexistiram, já que suas evidências estão impressasprincipalmente em certos topos aplainados e patamaresescalonados nas colinas da margem direita do Vale.Encontram-se também seixos arredondados esparsosno colúvio da área, situados a altitudes superiores aosremanescentes do T3.

Não foram realizadas, até o momento, análises edatações para um balizamento cronológico mais precisodos níveis erosivos regionais, utilizando-se técnicasmodernas como AFTA (Traço de Fissão de Apatita).Por sua importância histórica na geomorfologiabrasileira, cabe ressaltar algumas comparações com osestudos de King (1956) sobre níveis de aplainamentona porção oriental do Brasil, mesmo sabendo-se dacarência de provas científicas para suasafirmações.Segundo o autor, os remanescentes daSuperfície Gondwana e Pós-Gondwana estariampreservados atualmente na região a altitudes de 1400-1500 m e 1000 m, respectivamente. Ao referir-se

indiretamente à Serra do Cervo, King relacionou os seustopos mais elevados à Superfície Pós-Gondwana, masestes devem ser relacionados à Superfície Gondwana(segundo os próprios critérios altimétricos de King paraa região), já que situam-se entre 1200 e 1400 m. Seguindoesta lógica, a Superfície Pós-Gondwana estariapreservada em patamares e em topos rebaixados daSerra. Sabe-se que estas superfícies não apresentamreconhecimento consensual, sendo difícil acomprovação de níveis tão antigos. King tambémcorrelacionou os topos regionais situados a cerca de900 m de altitude, a remanescentes da Superfície Sul-Americana, correspondendo aos topos das colinas damargem direita do Vale principal.

O T3 teria sido elaborado no Quaternário, a cerca de840 m de altitude, estando preservado apenas na margemdireita do baixo vale. A dissecação de um paleonívellaterítico explica a presença de fragmentos em meio aosseixos de quartzo. O próprio nível de quartzo foi tambémdesagregado por processos de encosta, resultando nosfragmentos encontrados no pacote coluvial da área,contemporâneo ao T3 ou ao ciclo de dissecaçãoseguinte (o coluvio não recobre os níveis de terraçosinferiores). A existência de um antigo nível laterítico, eo elevado percentual de argila nos depósitos superiores(42 %) são evidências de condições sin-genéticas emambiente tropical úmido. Em uma região de reconhecidainstabilidade tectônica, a quase completa remoção dosvestígios do T3 e dos ciclos deposicionais anterioresnão pode estar dissociada do condicionamentotectônico.

O T3 teria sido elaborado no Quaternário, a cerca de840 m de altitude, estando preservado apenas na margemdireita do baixo vale. A dissecação de um paleonívellaterítico explica a presença de fragmentos em meio aosseixos de quartzo. O próprio nível de quartzo foi tambémdesagregado por processos de encosta, resultando nosfragmentos encontrados no pacote coluvial da área,contemporâneo ao T3 ou ao ciclo de dissecaçãoseguinte (o coluvio não recobre os níveis de terraçosinferiores). A existência de um antigo nível laterítico, eo elevado percentual de argila nos depósitos superiores(42 %) são evidências de condições sin-genéticas emambiente tropical úmido. Em uma região de reconhecidainstabilidade tectônica, a quase completa remoção dosvestígios do T3 e dos ciclos deposicionais anterioresnão pode estar dissociada do condicionamentotectônico.

O rebaixamento do nível de base posicionou a calha dorio do Cervo a cotas de cerca de 830 m no baixo vale. O T2também é encontrado principalmente na margem direita, eseu arranjo espacial evidencia a recente fase de rápida migraçãodo rio do Cervo rumo a margem esquerda do vale. Assimcomo no caso do T3, os seixos são exclusivamente de quartzo,atestando as condições tropicais úmidas favoráveis ao intensointemperismo químico e à homogeneização petrográfica. Oelevado percentual de finos (até 71 %), e particularmente deargila (até 52 %) nos depósitos superiores, evidenciacondições sin-deposicionais de clima úmido em



ambiente de várzea.Uma nova e curta fase holocênica de rebaixamento

do nível de base permitiu o posicionamento da calhafluvial no nível T1, situado a cotas aproximadas de 827m no baixo vale. Este terraço confunde-se visualmentecom o T2 e com a várzea, sendo identificado por critériosestratigráficos. Presença exclusiva de seixos de quartzo,predomínio de argila nos depósitos superiores eabundância de matéria orgânica evidenciam acontinuidade das condições ambientais úmidas. Aanálise do paleoperfil longitudinal fluvial demonstra queo maior desnivelamento do T1 ocorre sobre a Falha doEspírito Santo do Dourado, indicando sua provávelinfluência na fase de rebaixamento do nível de baseentre os níveis T2-T1. O controle tectônico ativo dagênese dos baixos terraços resultou também na presençapredominante do T1 na margem direita do Vale.

A migração quaternária do Canal rumo à margemesquerda pode ser explicada pela presença do Grabendo Rio do Cervo. Sua gênese e atividade estariamassociadas a soerguimentos na Serra do Cervo emovimentação de extensos falhamentos transcorrentesde direção ENE-WSW como a Falha de Jacutinga, quecoincide com a base da serra. A reativação cenozóicadestes falhamentos do sul de Minas Gerais deve terocorrido por meio de deslocamentos individuais deblocos, soerguidos a SE e basculados para NW,resultando na orientação de escarpas como a da Serrado Cervo (Saadi, 1991).

Os conseqüentes abatimentos da porção S da Serraprovocariam o basculamento do Vale para NW e a rápidamigração do canal, com a formação das extensassuperfícies deposicionais na margem direita. Com o�aprisionamento� da calha ao longo do Graben, oconsiderável fluxo fluvial recebido de montante sob asvigentes condições tropicais úmidas seria dispersadona margem direita do baixo curso, em função da presençada Serra na margem oposta. Exceção é feita no localonde a Falha de Senador José Bento controla o canalpróximo da margem direita, permitindo, de forma anômala,a maior extensão da várzea na margem esquerda.

A formação do T1 ao longo da calha principal seriatambém acompanhada pela sedimentação acelerada aolongo dos afluentes, onde são encontradas evidênciasdo efeito remontante do �represamento�. A propagaçãode ambientes propícios ao entulhamento responderiapor seqüências deposicionais com predomínio de finose abundância de matéria orgânica. Enquanto no T1 dorio do Cervo a matéria orgânica ocorre nos depósitoscorrelativos dos paleoambientes de planície,concentrando-se principalmente nas comunsseqüências de meandros abandonados, nos vales dealguns afluentes esta acumulou-se intensamente emextensos ambientes de planície com tendência a brejos,com concentrações de até 6,59 %.

Um rápido ciclo de encaixamento das calhas fluviaisfoi seguido pela formação do nível de várzea. A dinâmicamigratória do Rio do Cervo resultou na assimetria eescalonamento da várzea, marcada por no mínimo doisníveis topográficos distintos separados por cerca de

0,5 m. Os depósitos finos orgânicos evidenciam típicoambiente de planície com abundância de meandrosabandonados.

Assim como os terraços, a várzea também é maisdesenvolvida na margem direita do Vale, comoconseqüência do citado processo de basculamento. Odesvio do canal tem provocado o abandono gradualdas porções superiores da várzea e a formação dediversas gerações de meandros abandonados namargem direita. As influências estruturais atuais sãonitidamente visualizadas em seções do médio vale ondeo nível basal de seixos da várzea encontra-se acima donível da água, fato devido ao brusco desnivelamentodo perfil fluvial condicionado pela falha local. Depósitossuperiores ao T1, cortados por falha normal, constituemclaras evidências do atual controle tectônico da dinâmicafluvial do Vale.

Bacia do Rio Mandu

Apesar da ausência de registros sedimentares, onível erosivo mais antigo identificado topograficamentena Bacia do rio Mandu corresponde aos toposaplainados dos interflúvios do Domínio dos PatamaresRebaixados do Baixo rio Mandu, a altitudes médiasentre 900 e 920 m. As seqüências dos níveisdeposicionais encontrados indicam condições sin-deposicionais em ambiente fluvial meandrante, típicode clima úmido. Os terraços apresentam depósitos deleito na base recobertos por depósitos de barras depontal e planície. O predomínio de finos e a abundânciade matéria orgânica são verificados maisacentuadamente em seqüências pontuais do T2, do T1e da várzea, em ambientes de meandros abandonadospor chutte cut-off e neck cut-off.

Os ciclos de encaixamento fluvial nos períodos pós-T3 e pós-T2 permitiram o rebaixamento da calha fluvialde cerca de 9 e 3 m respectivamente. O encaixamentonestes ciclos, bem como no ciclo pós-T1, foiacompanhado da acentuada migração lateral do canalrumo à margem esquerda, em direção geral NW, ou seja,rumo ao limite meridional do Domínio dos Morros eConjuntos Serranos da Margem Esquerda. Este domínioé marcado por interflúvios de direção geral NE-SW,sendo seu limite marcado pela falha de Borda da Mata.A morfologia e o arranjo espacial dos níveisdeposicionais demonstra um basculamento do vale dorio Mandu para NW a partir do nível T3, fato quecontrolou a rápida migração da calha fluvial. Esteprocesso resultou na maior expressão dos níveis deterraços e da várzea na margem direita e na origem devárias gerações de meandros abandonados.

As evidências indicam uma gradual desaceleraçãoou encurtamento dos ciclos de encaixamento ao longodo tempo, fato que deve estar associado à dinâmica datectônica regional: atenuação tectônica ou pulsos deinstabilidade mais rápidos. O parcial embutimento davárzea no T1 deve ter sido condicionado pela elevaçãodo nível de base em função dos efeitos remontantesdos intensos ciclos de entulhamento no rio Sapucaí.Falhas reativadas da Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu



devem atuar como soleiras estruturais na bacia,controlando o processo de entulhamento dos vales noQuaternário. O próprio rio Mandu começa a entulharsomente após �vencer� a resistência das falhas de OuroFino e Borda da Mata. As falhas determinam pontos de�estrangulamento� e abertura dos vales, bem comocondicionam os vales profundamente encaixados decertos afluentes do rio Mandu, como o ribeirão doPântano que flui ao longo da Falha de Senador Amaral.A propagação dos efeitos do entulhamento no vale dorio Mandu provocou a formação de ambientes brejososnos vales dos principais afluentes, gerando aluviõesricos em finos e matéria orgânica.

Bacia do Rio Turvo

A identificação de poucos níveis deposicionais esua pequena distribuição espacial denotam o atualestágio de dissecação na Bacia. O nível de terraço maisantigo apresenta forte desnivelamento em suadistribuição longitudinal no vale principal (40 m em 5km). Os depósitos são de ambientes de leito fluvialrecobertos por depósitos de barras de pontal e várzea(material areno-argiloso). No vale do rio Turvo, o T2 éencontrado apenas na confluência com o ribeirão SãoBernardo, a cerca de 850 m de altitude. Os depósitosestão deformados, apresentando ondulações no níveldetrítico basal.

Assim como verificado nos vales dos rios do Cervoe Mandu, a geração do T1 e da várzea no vale do rioTurvo foi acompanhada pela rápida migração lateral docanal, neste caso rumo à base da Serra das Águas. Comoresultado, o T1 tem presença espacial significativa namargem esquerda (não é encontrado na margem direita).No vale do rio Areado o encaixamento atingiu cerca de20 m (desnível T2-T1). Em vales de alguns afluentes,como no vale do córrego Atirado, o T1 apresentadepósitos finos orgânicos típicos de ambientesbrejosos. Como já dito nas outras bacias, estascondições de baixa energia podem refletir o efeitoremontante do represamento exercido pelo entulhamentodos fundos de vale dos níveis de base locais.

As condições favoráveis à rápida migração doscanais, têm condicionado a ação conjunta entre adissecação do leito e margens, resultando no gradualabandono das porções superiores do nível de várzea.Apesar da fácil visualização de meandros abandonadosnas várzeas do rio Turvo e do ribeirão Areado, nãoforam identificados depósitos sin-deposicionais típicos.

A distribuição espacial da várzea do rio Turvodemonstra que a calha fluvial, no médio curso, temmigrado para NE resultando em uma várzea bem maislarga na margem esquerda. No baixo vale, após bruscainflexão do canal para SW, a várzea também é maissignificativa na margem esquerda devido à rápidamigração da calha para NW, rumo à base da Serra dasÁguas. A distribuição espacial da várzea e do T1demonstra que sua gênese está fortemente relacionadaao controle tectônico-estrutural exercido pelos sistemasde falhas da Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu.

A TECTÔNICA DIFERENCIAL DE BLOCOS E OCONDICIONAMENTO DA DINÂMICA FLUVIALREGIONAL

Os eventos neotectônicos originados nas faixasmóveis dos sistemas Serra da Mantiqueira e Serra doMar têm reconhecida origem no contínuo processo deabertura do Atlântico Sul. Estes eventos têmcondicionado a reativação de estruturas brasilianas nosPlanaltos do Sul de Minas e têm controlado a dinâmicafluvial regional. Os ciclos de acelerada deposição nasbacias estudadas devem ser considerados nestecontexto regional, onde extensas falhas transcorrentesassociadas a zonas de cisalhamento (faixas móveis)parecem ter condicionado os intensos ciclos deentulhamento recente no médio-baixo curso do rioSapucaí, com efeitos remontantes ao longo de afluentes.

A dinâmica fluvial cenozóica nas bacias estudadasdeve ser analisada no contexto desta posiçãotectonicamente estratégica da região, marcada porreativações neocenozóicas da Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu, cujas falhas compressivas transcorrentescom direção principal NE-SW, vêm sendo reativadasaté o Holoceno. Estas falhas são responsáveis pelafragmentação do relevo e pela direção de várias serrasregionais, cujas cristas dissimétricas refletem obasculamento de blocos locais para NW. A regiãotambém é cortada pela extensa descontinuidade crustalItutinga-São Gonçalo do Sapucaí, cujos eixos de tensõesmostram compressão NNW-SSE e extensão SW-NE, comcaráter transcorrente (Saadi, 1991).

Os sistemas de falhas também respondem por fortesdesnivelamentos fluviais, como no médio vale do rio doCervo onde a Falha de Senador José Bento condicionaa ruptura do perfil fluvial longitudinal desde o ciclodeposicional do Terraço Inferior (T1). O quadroestrutural condiciona a existência de padrões fluviaisparalelos com direção predominante NW-SE e aocorrência do padrão pinado em zonas de falhas comoa do Espírito Santo do Dourado e a de Senador JoséBento, de direção NE-SW.

O basculamento para NW dos vales principais estáassociado à presença de blocos serranos de direçãoNE-SW. Este aspecto confirma os resultados de estudosanteriores que também propuseram o basculamento demorfoestruturas regionais (Martonne,1940; King,1956;Saadi 1991). O vale do rio do Cervo ilustra este fato,estando situado em um planalto inclinado para NW,entre altitudes de 2000 m na Serra da Mantiqueira e 900m na base da Serra do Cervo.

As influências tectônicas regionais sobre amorfodinâmica cenozóica podem ser compreendidas,portanto, a partir do efeito conjunto de três vetores demovimentação:

a) O lento e contínuo soerguimento epirogenéticoregional, cujos pulsos seriam responsáveis por ciclosde rebaixamento dos níveis de base e geração deterraços escalonados. Neste contexto se inserem as�cunhas tectônicas� estabilizadas e limitadas por faixasmóveis.



b) Soerguimento diferencial e basculamento deblocos, principalmente blocos serranos de direção NE-SW, como efeito da reativação de faixas móveis. Aausência de depósitos aluviais e a presença dedepósitos coluviais detríticos, incluindo fragmentos delaterita, evidenciam intensa dinâmica de encostas nestesblocos. Assim como em alguns domínios morfológicosmais estáveis sob soerguimento, são encontradospaleoravinamentos preenchidos por materiais coluviaistípicos de transporte por enxurradas.

c) Subsidência de blocos e geração de hemi-grabensao longo das faixas móveis, como resultado de esforçosdistensivos na base dos blocos serranos sobsoerguimento espasmódico. Os efeitos destesdeslocamentos têm deslocado depósitos orgânicosholocênicos, como verificado no T1 do rio do Cervo(presença de falha normal N60E).

Os reflexos morfotectônicos desta dinâmicadiferencial de blocos pode ser melhor compreendida apartir da Figura 5.

A geração dos grabens ao longo da Zona RúptilCarandaí-Mogi Guaçu enquadra-se no modelo genéticotipo �tilt blocks/half grabens� (Leeder & Gawthorpe,1989, Mack & Seager, 1990), no qual bacias subsidentesassimétricas (hanging wall) são geradas como resultadodo soerguimento rotacional de blocos (footwall). Àmedida que o bloco subsidente separa-se do blocosoerguido por esforços extensionais, uma baciaassimétrica é formada e é preenchida por sedimentos(Fig. 6). Neste modelo, Leeder & Gawthorpe (1989)citamdiversos exemplos como os grabens do baixo rio Renoe os grabens do Rift do Rio Grande e do Rio Madison,nos EUA.

No vale do rio do Cervo, o controle tectônico dadinâmica fluvial quaternária, refletindo as reativaçõesda Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçu, levaram, emgrande parte, à remoção quase completa dos registrossedimentares mais antigos ao T3. A aceleradamorfodinâmica refletiu-se na preservação de níveisaluviais apenas em situação de meia encosta e fundosde vales.

A distribuição espacial dos níveis deposicionaisevidenciam a rápida migração quaternária do rio doCervo rumo à base da Serra do Cervo, indicando osefeitos dos abatimentos relacionados ao Graben do Riodo Cervo. O �aprisionamento� da calha na margemesquerda e o basculamento do vale para NW seriamacompanhados da gênese de várias gerações demeandros abandonados, do mergulho das camadasfluviais do T2 para NW, do gradual abandono dasporções superiores da várzea e do aceleradoentulhamento na margem direita, propiciando condiçõescrescentes (do T3 à várzea) de marcante acúmulo dematéria orgânica na planície. Nos vales dos afluentesprincipais, as planícies por vezes adquiriram nos ciclosmais recentes (T1 e várzea) caráter brejoso, refletindoos efeitos remontantes do entulhamento no nível debase. As análises de difração de raios X das argilas nãodemonstraram condições climáticas diferentes dasatuais.

Na bacia do rio Mandu, os resultados permiteminterpretar a dinâmica fluvial quaternária comofortemente controlada pela atividade dos dois domíniostectônicos principais: Zona Rúptil Carandaí-Mogi Guaçue Cunha Tectônica de Socorro. A configuraçãogeomorfológica atual da bacia resulta da ação conjuntados seguintes eventos ao longo do Quaternário:

- Soerguimento da Cunha Tectônica de SocorroA borda setentrional deste bloco, morfologicamente

representada pela Serra dos Capitães, abrange a porçãosul da bacia, sendo um bloco soerguido com destacadosdesníveis altimétricos em relação aos blocos adjacentes.Seu soerguimento no Cenozóico, aproveitando-se dosfalhamentos pré-cambrianos, provocou uma marcantereestruturação da rede fluvial condicionando capturas.Pela configuração espacial da drenagem, ossoerguimentos devem ter provocado umredirecionamento dos antigos afluentes meridionais dorio Mandu, impedidos de correr para N e desviadospara E. Um destes afluentes deve ter sido o rio MogiGuaçu, cujo curso atual acompanha a borda do blocosoerguido, na divisa com a bacia do rio Mandu. Seucurso apresenta nítida inflexão, passando de trechoinicial de direção SE-NW para quase E-Wacompanhando o limite do bloco e reforçando a hipótesedo redirecionamento imposto. O único afluente a manterseu curso foi o Ribeirão do Pântano, devido ao seuposicionamento na Falha de Senador Amaral, resultandona atual configuração anômala da bacia.

A reativação desta falha condicionou a abertura deum vale epigênico no alto-médio curso do Rio, sendoantecedente à atual configuração morfoestrutural. OVale apresenta acentuados desníveis altimétricos,passando de 1400 m nas cabeceiras, para cerca de 800 mno baixo curso, à semelhança de um �canyon�. Osoerguimento do bloco vem provocando um acentuadorecuo das cabeceiras na borda meridional da Bacia euma profunda incisão de canais fluviais no interior deanfiteatros erosivos, como forma de ajustes às novascondições de energia. Neste caso, os cursos d�águaprincipais da bacia do rio Mandu tendem a capturar osafluentes do alto Mogi Guaçu, já que este corre em níveltopográfico mais elevado. O soerguimento da Cunhade Socorro foi determinante para a configuração doDomínio das Cristas e Vertentes Orientadas da MargemDireita, marcado por elevado controle estrutural.

- Soerguimento da Serra do DescalvadoA serra insere-se na Zona Rúptil Carandaí-Mogi

Guaçu, Domínio dos Morros e Conjuntos Serranos daMargem Esquerda, correspondendo a uma zonacataclástica soerguida ao longo da falha de Monte Sião(seu limite meridional). Com cerca de 1100 m de altitude,apresenta desníveis de até 200 m para o rio Mandu.

- Formação do �Graben do Rio Mandu�A reativação de falhas da Zona Rúptil Carandaí-

Mogi Guaçu, com o soerguimento da Serra doDescalvado, gerou esforços distensivos que originaramo Graben do Rio Mandu, com eixo na Falha de MonteSião, na qual se instala a calha do Rio. Os abatimentosprovocaram a migração do talvegue rumo à margem



Figura 5 � Compartimentação Morfoestrutural da Bacia do rio Sapucaí



Figura 6 � Modelo regional �Tilt blocks/Half grabens� (adaptado de Leeder & Gawthorpe, 1989)

esquerda do Vale, em direção geral NW, explicando asextensas coberturas aluviais na margem direita e a suaquase ausência na margem esquerda. Esta tendênciaresultou na atual configuração do Domínios dosPatamares Rebaixados do Baixo rio Mandu e do Domíniodos Baixos Terraços e Várzea. O rebaixamento do nívelde base, inclusive no Holoceno, condicionou os ciclosde entulhamento do vale principal, e os conseqüentesefeitos remontantes de represamento ao longo dosafluentes.

No vale do rio Turvo o condicionamento tectônicoda dinâmica fluvial não difere das demais baciasestudadas, baseando-se em dois conjuntos de vetoresprincipais:

- Soerguimento de blocos serranosAssim como a Serra do Cervo e seu

prolongamento NW (Serra das Águas), a Serra de SantaCatarina vem sofrendo pulsos de reativação aceleradosno Cenozóico. Deste modo, foi configurado o DomínioInstável de Morros Fortemente Dissecados.

- Formação de hemi-grabenO soerguimento acelerado dos blocos serranos

provocou a geração do Graben do Rio Turvo, dedireção geral ENE-WSW, no baixo vale do rio Turvo edo ribeirão Areado. O médio vale dos rios está, por suavez, em zonas subsidentes de direção SE-NW (falhasdo Ciclo Uruçuano). Os ambientes subsidentes podemexplicar a presença de remanescentes dos terraços maisantigos apenas nestes locais (ambientes maispreservados da erosão)

Os resultados demonstram que as calhas fluviaisdos eixos principais das bacias estudadas vêm sendo�capturadas� por hemi-grabens gerados a partir dosoerguimento de blocos serranos marginais (pulsos

tectônicos). Ao constituírem-se em níveis de base locais,os grabens têm condicionado a migração lateralacelerada dos talvegues e a geração de várzeas comorganização espacial anômala. O soerguimentodiferencial de blocos vem sendo acompanhado dobasculamento da morfologia para NW, acompanhandoa tendência regional imposta pelo sistema Mantiqueira.

Não foram encontrados terraços nos vales dos riosItaim e Lourenço Velho, afluentes do rio Sapucaí. Poroutro lado, as várzeas apresentam configuração espacialsemelhante às várzeas dos vales estudados, indicandoo mesmo comportamento tectônico (soerguimento debloco/efeitos distensivos gerando a captura do canalem hemi-grabens). A ausência de terraços pode serassociada com a elevada declividade e dissecação dasencostas locais, assim como com a presença de um níveldetrítico coluvial nas encostas.

Os resultados ilustram o fato da região serconsiderada uma das zonas de maior freqüência deabalos sísmicos do país, com destaque para municípioscomo Campanha, Pouso Alegre, Poços de Caldas eGuaranésia (Berrocal et al, 1984).

Um estudo realizado em um recorte de cerca de10.000 km2 da região sul de Minas Gerais, quantificandoa freqüência e a área de topos em cartas topográficas 1:50.000, demonstrou que apenas 26 % dos topos situam-se abaixo de 960 m, sendo que cerca de 61 % encontram-se no intervalo entre 861 e 1240 m (Magalhães Jr eTrindade, 2004). Especificamente na bacia do rio doCervo, os topos entre 850 e 1000 m ocupam a maior área,dos quais 56% estão entre 880 e 920 m (Fig. 7). Os terraçosmais antigos encontrados nos três vales principaisestudados, possuem altitudes máximas de 860 m (algunsterraços de afluentes possuem altitudes superiores).



Figura 7 � Carta de Domínios Hipsométricos (Magalhães Jr. e Trindade, 2004)

Mesmo considerando a falta de dados e dataçõesmais precisas, as propostas de Martonne (1940) e King(1956) sobre remanescentes de superfícies erosivas naregião permitem algumas comparações com os domíniosmorfotectônicos identificados (Tab.4).

Uma das melhores correlações ocorre entre os toposdas colinas e morros rebaixados dos vales principais(incluindo os Patamares Rebaixados do Baixo RioMandu), e os remanescentes do Ciclo Velhas de King(Superfície Neogênica de Martonne).

O arranjo espacial dos aspectos geomorfológicos esua relação com o quadro geotectônico resultam emuma compartimentação transversal das três bacias emrelação aos vales principais (N-S). A diferenciaçãoocorre, dentre outros, quanto à presença de focos deerosão acelerada e de cicatrizes de deslizamento (Tab.5):

1) Nível 1 (forte presença): blocos sujeitos asoerguimentos relativamente rápidos, como as serrasde direção NE-SW.

2) Nível 2: áreas sujeitas ao soerguimento doEscudo Brasileiro, como as cunhas tectônicas.

3) Nível 3 (fraca presença): zonas dos grabensativos (encostas suaves). Apesar dos resultadosevidenciarem o forte controle exercido pelo quadrogeotectônico regional sobre a morfodinâmica cenozóicanas bacias estudadas, é preciso salientar, entretanto,que a atual compartimentação geomorfológica e adinâmica fluvial resultaram da ação conjunta entre: a)processos morfodinâmicos determinados pelo climaúmido (relativamente estável durante o período); b)tectônica de soerguimentos e abatimentos diferenciais

de blocos; c) ação humana, responsável pela elevaçãoda carga sedimentar aos canais, alterando suascondições de energia e interferindo em seu padrãofluvial.

As atividades antrópicas ao longo dos últimosséculos, têm certamente modificado a dinâmicadeposicional atual e a correlativa ao nível de várzea naregião. Os desmatamentos, o uso e a ocupaçãoinadequados e a extração de areia por meio de dragas,têm aumentado a carga sedimentar principalmentearenosa, provocando o entulhamento de leitos fluviaise o surgimento de barras de canal nas três baciasestudadas. O padrão fluvial dos cursos d�água principaistem, em vários trechos, se afastado do padrãomeandrante típico, configurando-se atualmente comointermediário entre o meandrante e o entrelaçado.

CONSIDERAÇÕES FINAIS

A tectônica diferencial de blocos na região sulde Minas Gerais, ao longo do Cenozóico, vemrespondendo a um contínuo soerguimentoepirogenético marcado por pulsos episódicos quealteram a dinâmica fluvial das calhas principais. Asvariações de nível de base vêm impulsionando os cursosd�água a buscarem constantes adaptações aos �imputs�de energia e ao controle estrutural dos sistemas de falhasregionais. O aprofundamento das análises físicas egeoquímicas, envolvendo as características dosdepósitos e a complexa datação dos níveis erosivos,poderá certamente vir a contribuir para a reconstituiçãodo passado morfodinâmico da área.



Tabela 4 � Relação entre Níveis Morfológicos e Superfícies Erosivas

Tabela 5 � Compartimentação das Bacias quanto à Incidência de Focos de Erosão Acelerada e Cicatrizes deDeslizamento



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