Daiany Duarte Manieri

GEOMORFOLOGIA E SEDIMENTAÇÃO DO BAIXO CURSO DO RIO BUFADEIRA –
FAXINAL – PR
Daiany Duarte Manieri, Universidade Estadual de Maringá/PR - UEM; [email protected]
Fernando Ricardo dos Santos, UEM; [email protected]
Edison Fortes UEM; [email protected]
Susana Volkmer, UEM; [email protected]
RESUMO
O Rio Bufadeira é um tributário da margem direita do Rio Pereira, e pertence à Bacia do Rio Ivaí,
estando localizado no Município de Faxinal-PR, no norte do estado. Este rio está assentado sobre
rochas da Bacia Sedimentar do Paraná, entre as quais, citam-se as formações sedimentares Rio do
Rasto, Botucatu e Pirambóia, e a Formação Serra Geral. O contexto geomorfológico regional da área
corresponde a uma escarpa erosiva formada no mesozóico, associada ao relevo de cuesta. O estudo da
área integra um projeto visando analisar a área de contato entre o segundo e o terceiro planaltos,
objetivando reconhecer as feições da paisagem para maior compreensão geomorfológica regional. Para
este estudo, foi realizada a elaboração de produtos cartográficos, principalmente folhas topográficas.
Conjugando-se as campanhas de campo e os produtos desenvolvidos em gabinete, foram definidos três
compartimentos distintos: CM1, localizado no alto curso; CM2, localizado no médio curso, e CM3,
localizado no baixo curso. No primeiro, verifica-se drenagem dendrítica, e declividades suaves; a
transição para o segundo compartimento dá-se por um desnível de até 200m. O compartimento CM2
apresenta declividades pouco mais íngremes e drenagem subdendrítica, sendo que na passagem para
CM3, a bacia apresenta um conjunto de escarpas erosivas. Nelas afloram as formações Serra Geral, no
topo, Botucatu e Pirambóia na média-alta vertente, e Rio do Rasto na média-baixa. O compartimento
CM3 contém uma série de colinas suaves embasadas pela Formação Rio do Rasto, mas apresenta
declividades íngremes de até 40% associadas a cuesta. Neste compartimento estão presentes inúmeras
deposições coluviais na forma de leque aluvial, havendo no mesmo intenso retrabalhamento dos rios
que formam a maior densidade de drenagem da bacia, resultando em ravinamentos.
Palavras-Chave: Geomorfologia Estrutural, Rio Ivaí, Bacia do Paraná.
ABSTRACT
Bufadeira River is a right Pereira River’s tributary, it makes part do the Ivaí River’s basin, located in
the city of Faxinal, Paraná, in the north portion. This river is over the rocks of the Paraná Sedimentary
Basin, between then outstands the sedimentary formations Rio do Rasto, Botucatu, Pirambóia and
Serra Geral. The region’s geomorphologic context it’s a erosive slope formed in the Mesozoic, related
to the cuesta relief. The area’s study takes part in a bigger project that analyses the contact area
between second and third highlands, wanting to recognize the landscape formatios to a bigger regional
geomorphologic comprehension. For this study, some cartographic products were made using
topographic maps. Joining fieldworks and the products developed in laboratory, three distinct
compartments where delimitated: CM1, in the high course, CM2, in the medium course and CM3, in
the low course. In the first one, a dentritical drainage pattern is common, besides flat declivities. The
transition to the second compartment makes a topographic break about 200 meters high. The CM2
comparment shows declivities a little more severe and subdentritical drainage pattern, according to the
passage to CM3, the basin shows a lot of erosive slopes. They show the Serra Geral formation in the
top, Botucatu and Piramboia in the mid-high slope, and Rio do Rasto in the mid-lower. The CM3
compartment shows lots of smooth hills made from the Rio do Rasto rocks, but shows severe
declivities about 40% associated to the cuesta. In this compartment are present lots of cluvial
deposition in the form of a fluvial levee, having an intense river erosion that makes the biggest river
density of the basin, resulting in linear erosion processes.
Keywords: Structural Geomorfology, Ivaí River, Paraná Basin
INTRODUÇÃO
O estudo de caráter morfoestrutural da Bacia Rio Bufadeira é parte integrante de um projeto
mais abrangente que visa analisar os aspectos da geomorfologia sob as mais diferentes abordagens:
morfogênese, controle estrutural, processos erosivos, caracterização e a influência da geologia
regional, bem como os processos sedimentares correlatos. Esse projeto a que se está referindo, propõe
um estudo da carta de Faxinal, na escala 1:50000, visando o estudo da paisagem.
A escolha da área que compõe a folha topográfica de Faxinal se deve ao fato de que há muitas
informações de cunho geológico, geomorfológico e estrutural, ainda pouco conhecidas no meio
acadêmico. Com a proposta dada no trabalho em questão, apresentam-se dados preliminares da bacia
do rio Bufadeira, cujas informações do ponto de vista morfoestrutural são relevantes para a área de
Geociências.
A Serra Geral corresponde a uma importante feição orográfica regional, principalmente se
considerarmos os aspectos geológicos e geomorfológicos que se estendem desde o Estado de São
Paulo até o Rio Grande do Sul. No Estado do Paraná, essa serra constitui o limite entre o Segundo e o
Terceiro Planalto (Maack, 2002), representando, dessa forma, uma borda planáltica, que segundo
IBGE (1990), exibe segmentos de relevo típicos de Cuestas, com front voltado para leste.
O trabalho em questão propõe estabelecer relações litoestratigráficas e morfoestruturais da
Serra Geral, na bacia do Rio Bufadeira, Estado do Paraná. A partir deste enfoque, pretende-se
compreender a morfologia da referida serra, e os processos operantes na depressão periférica.
A área de estudo está compreendida entre as coordenadas 23°55' e 24°06', de latitude Sul, e
51°20'05” e 51°07', de longitude Oeste (Figura 1). A área possui cerca de 155 km² e situa-se próxima
ao município de Faxinal, PR. A principal via de acesso é a rodovia BR-376. O rio Bufadeira tem a sua
confluência no Rio Pereira, sendo o mesmo tributário da margem direita do Rio Ivaí. O rio Bufadeira
está localizado na porção oriental da Bacia do Ivaí (Figura 1).
Figura 1 - Localização da área de pesquisa. Adaptado de Santos, 2007
Contextualização geológica e geomorfológica regional
O estado do Paraná encontra-se no contexto de duas grandes unidades geotectônicas: o Escudo
Atlântico e a Bacia Sedimentar do Paraná. Na primeira unidade ocorrem as rochas do Período
Proterozóico, constituídas principalmente por rochas metamórficas muito antigas. Estas litologias
constituem o substrato da Serra do Mar e de parte do Primeiro Planalto (Maack, 1969). A Bacia
Sedimentar do Paraná é formada por rochas sedimentares Paleozóicas e Mesozóicas. Estão presentes
também, rochas ígneas basálticas datadas do Cretáceo, que mergulham suavemente na direção oeste.
Esta inclinação converge para o centro dessa unidade geotectônica localizada próxima a calha atual do
Rio Paraná. A bacia sedimentar do Paraná é uma unidade intracratônica sul-americana; é dominada por
elementos tectônicos lineares que apresentam três direções principais: NO-SE; NE-SO e E-O (Erro!
Fonte de referência não encontrada.). Os lineamentos de direção NE são derivados de dois cinturões
móveis Brazilianos que afloram nas margens leste e sudeste da bacia sedimentar, estendendo-se sob
ela através da sua porção meridional. Não há clareza em relação à origem dos lineamentos NO, mas
sabe-se que são tão antigos quanto os lineamentos SE. Segundo Zalán, et al (1990), “as falhas com
orientações NE têm sido amplamente estudadas nas rochas do embasamento adjacente (Hasui et al.,
1977), mas sua extensão sob a bacia não era bem entendida. O primeiro reconhecimento dos principais
falhamentos NO na bacia foi feito por Vieira (1973), tendo sido estudados em detalhe, posteriormente,
por Ferreira et al. (1981) e Ferreira (1982). O trabalho demonstrou que os trends NO e NE ocorrem em
toda a bacia; um importante e terceiro grupo de lineamentos, com orientação E-O, foi reconhecido por
Bacoccoli e Aranha, (1984)”.
Figura 02: Mapa do arcabouço estrutural da Bacia do Paraná. A Bacia é dominada por lineamentos tectônicos de direção
NO-SE; NE-SO e E-O. No estudo desenvolvido encontraremos maior importância nas estruturas numeradas, 7-Falha de
São Jerônimo-Curiúva; 8-Arco de Ponta Grossa; 9-Zona de Falha Curitiba-Maringá; 10-Falha do Rio Alonzo. Fonte:
Adaptado de Milani, et al. 1990
Segundo os autores, o padrão estrutural atual de cada um destes grupos é diferente,
principalmente porque as falhas com orientação NO foram fortemente reativadas durante a separação
do Gondwana no Juro-Cretáceo, o que não ocorreu com as falhas de direção NE. Este evento
tectônico, que um dos mais fortes que afetaram a Bacia do Paraná, reativou vigorosamente as falhas
NO, preexistentes. Estas, provavelmente, promoveram a formação de várias outras paralelas a esta
mesma direção, condicionando assim, a intrusão de corpos ígneos, e a extrusão do mais volumoso
derrame de lavas do planeta, evento denominado de reativação Wealdeniana por Almeida (1967), ou
evento Sul-Atlantiano por Schobbenhaus et al (1984).
Uma importante feição geotectônica regional é o Arco de Ponta Grossa, soerguido no
mesozóico; a parte central deste arco é cortada longitudinalmente pela Falha de São Jerônimo-Curiúva.
Outra falha extensão igualmente significativa, verificada na região que abrange a área de estudo, é a
falha do Rio Alonzo, que concentra um grande número de diques de diabásio perfeitamente mapeáveis
sobre os terrenos pré-cambrianos, sobre os quais se situa a bacia hidrográfica de estudo. As formações
geológicas que ocorrem na área de estudo compreendem da base para o topo, formações Rio do Rasto,
Botucatu / Pirambóia e Serra Geral.
Os arenitos e argilitos da Formação Rio do Rasto, do Permiano Superior, evidenciam ambiente
marinho na base, e ambiente fluvial no topo. Esta formação aflora nos baixos topográficos, e apresenta
ainda siltitos avermelhados a roxos, laminados e com aspecto pastilhado (STRUGALE et al, 2004). De
acordo com MAACK, (1947, p. 64), verifica-se contato erosivo entre as formações Rio do Rasto e
Pirambóia, que lhe sobrepõe.
A Formação Pirambóia, do Jurássico Médio, depositada em ambientes desérticos, apresenta
estratificação cruzada de grande porte vinculada as paleodunas.
O material litológico é quase
exclusivamente de textura arenosa, friável, distribuído em um pacote de até 20m de espessura, onde
predominam arenitos muito finos a finos (STRUGALE et al, 2004). ALMEIDA (1953) concebeu que
os depósitos sedimentares mesozóicos, sotopostos rochas vulcânicas da Formação Serra Geral,
correspondem ao ambiente paleodesértico Botucatu. Para MAACK (1953), na parte basal da Formação
Botucatu ocorrem sedimentos fluviais e avermelhados da Formação Pirambóia, estando eles
intercalados por bancos de cascalho. Na parte superior do arenito eólico Botucatu, verificam-se cores
avermelhadas claras, amareladas, ou brancas.
No presente estudo, os arenitos da formação Botucatu e Pirambóia foram agrupados em uma
única unidade; verifica-se que os depósitos sedimentares da formação Pirambóia afloram em certas
vertentes da área de estudo, associadamente com os arenitos da Formação Botucatu.
A Formação Serra Geral é composta de rochas originadas da consolidação de lavas efusivas
básicas formadas por derrames sucessivos de lavas, por meio de vulcanismo linear ou fissural na Era
Mesozóica, entre os períodos Jurássico e Cretáceo. A grande efusão de lavas originou um espesso
pacote de rochas basálticas atingindo, em algumas regiões, até 32 derrames sucessivos com espessura
média de 50 metros cada um (THOMAZ, 1984, p. 85). Esta formação constitui-se essencialmente por
uma seqüência de derrames de lavas basálticas, toleíticas, de texturas afaníticas, coloração cinza a
negra, amigdaloidal no topo dos derrames, com desenvolvimento de juntas horizontais, verticais e sub-
horizontais. Os basaltos da Formação Serra Geral fazem contato erosivo com os arenitos da Formação
Botucatu, que lhe é sotoposta.
MATERIAIS E MÉTODOS
O estudo da bacia hidrográfica em questão foi possível mediante trabalho de campo e análise
de gabinete, consistindo-se na interpretação de bases cartográficas, registro fotográfico, descrição de
afloramento de rochas e/ou materiais coluviais e aluviais, que deram suporte a compilação dos dados
levantados no local.
As cartas topográficas - Faxinal-S (SG.22-V-B-III-1), Bairro dos Franças (SG.22-V-B-III-2),
Rio Bom (SF.22-Y-D-VI-3), e Mauá da Serra (SF.22-Y-D-VI-4), todas na escala 1:50000, foram
utilizadas por fornecerem precisão altimétrica, e por permitirem a elaboração de cartas hipsométricas e
clinográficas, importantes instrumentos utilizados no presente trabalho.
Para a contextualização e caracterização dos depósitos aluviais da área de estudo, considerou-se
a metodologia de descrição e análise de perfis de ambientes sedimentares de SELLEY, (1978); este
autor apresenta o conceito de fácies sedimentar como uma massa de rocha que pode ser distinguida de
outras pela sua geometria, litologia, estruturas e fósseis. Cabe destacar que para FERREIRA JUNIOR
& CASTRO (2001), os depósitos aluviais consistem em fácies geradas em ambientes fluviais e em
leques aluviais. Por fim, SANTOS, (2005) destaca a importância da classificação de fácies
sedimentares ao afirmar que os ambientes sedimentares registram respostas de ambientes pretéritos,
trazendo uma possibilidade de reconstruí-los, e assim aprender como eles aconteceram.
Portanto, reunidas informações preferencialmente de campo com os dados morfométricos
obtidos a partir dos produtos do sensoreamento remoto, partir-se-á para a compreensão dos processos
modeladores do relevo que ocorreram e ainda estão ocorrendo na região.
RESULTADOS E DISCUSSÕES
A bacia do rio Bufadeira apresenta a forma de um polígono alongado e curvo, com direções EO no seu terço superior, e NE-SO no restante. Esta geometria reflete o controle estrutural dado por
intrusões de diabásio da Formação Serra Geral, que possuem direção principal NO-SE. Estes
lineamentos provocam inflexões na rede de drenagem da bacia supracitada, a partir do seu médio
curso.
Essa disposição geométrica associada aos controles morfoestruturais permite a diferenciação
preliminar de três conjuntos geomórficos distintos, tratados nesse trabalho como compartimentos
estruturais de relevo, e designados de: CM1, CM2 e CM3. Esses compartimentos apresentam-se
escalonados acompanhando o mergulho regional e suave das camadas da Bacia Sedimentar do Paraná,
para oeste e noroeste.
O compartimento CM1 corresponde ao setor de montante onde o canal principal e seus
afluentes apresentam direção E-O, com padrão de drenagem dendrítico e paralelo. Neste
compartimento ocorrem as principais altitudes, que variam de 900 a 1140m (Figura 3).
As feições geomórficas características são as colinas baixas com topos e vertentes convexas,
com declividade média de 15% (Figura 4). Os solos são espessos, oriundos da alteração supérgena dos
basaltos e diabásios da Formação Serra Geral.
O limite entre CM1 e CM2 ocorre por ruptura de declive com desnível de até 200 metros, e
direção E-O; neste ponto o rio Bufadeira apresenta forte inflexão para SE- S.
O compartimento CM2 corresponde ao setor mediano da bacia, com altitudes variando entre
780 a 900 metros, sendo formado por colinas com topos planos e convexos e vertentes convexas e
côncavas, com declividade variando em torno de 20 a 30% (Figura 4).
Esse compartimento é marcado por forte assimetria lateral, com declividades mais acentuadas
nas vertentes na margem direita do rio que podem atingir em torno de 45%. As feições geomórficas
são controladas por basaltos, diabásio e arenitos. Estes últimos, que fazem parte do contexto litológico
da Formação Botucatu, se localizam nas partes mais baixas e inclinadas do vale.
Os solos originários dos basaltos são espessos e argilosos, estando eles presentes nos topos das
altas vertentes das colinas. Os solos areno-argilosos ocorrem nas baixas encostas e fundos de vale
associados aos processos de coluviamento.
A rede de drenagem apresenta-se mais densa do que no compartimento anterior, possuindo
padrão dendrítico e subdendrítico.
O limite entre CM2 e CM3 ocorre por meio de escarpas erosivas, porém controladas
estruturalmente por diques de diabásio. Este limite apresenta desnível de 300 metros, e declividades
superiores a 40%. O topo da escarpa, situado a cerca de 900m, até aproximadamente 750 metros, é
controlado por basaltos que afloram em talude íngreme e abrupto voltado para SE. As fácies
conglomeráticas do arenito da Formação Botucatu, são mais resistentes a ação erosiva, e afloram em
altitudes de 700 metros. Eles formam no relevo ressaltos litológicos de até 10 metros de altura que se
prolongam lateralmente na escarpa (Figura 4).
Os arenitos da Formação Pirambóia, de coloração cinza claro, ocorrem no relevo de maneira
associada aos da Formação Botucatu; entretanto, as rochas da Formação Pirambóia são mais
suscetíveis a erosão, destacando-se no relevo apenas por meio de reentrâncias verificadas no contato
Figura 2
Figura 3
Figura 4 - Vista geral parcial da escarpa da Serra Geral, com destaques para os contatos litológicos, os níveis morfológicos e leques
aluviais recoberto por colúvios.
Figura 5 - Perfil Topográfico da área limítrofe entre CM2 e CM3.
com a Formação Botucatu. Estas reentrâncias chamadas localmente de grutas apresentam profundidade
de até 5 metros e largura que podem chegar até 50m.
O compartimento CM3 situa-se no setor jusante da bacia do rio Bufadeira, e apresenta as
maiores variações altimétricas, entre 500 e mais de 800 metros (Figura 5). O forte controle estrutural
dado pelos diques de diabásio é evidenciado nos limites N e S deste compartimento, onde feições
nitidamente retilíneas de direção NW-SE, observadas em campo e em fotografia aérea, são devidas as
intrusões de diabásio.
A alta densidade de drenagem é uma característica importante do compartimento CM3, fato
este, que permite diferenciá-lo dos demais. Os padrões de drenagem verificados são de tipo
subdendritico e paralelo. O canal do rio Bufadeira apresenta forte inflexão rumo SE até a sua
confluência com o Rio Pereira.
As variações litológicas associadas às características morfoestruturais, conferem a este
compartimento forte assimetria nos sentidos norte e sul. Na porção norte estão presentes as escarpas
que constituem o limite com o compartimento CM2, e onde afloram basaltos, arenitos, siltitos e
argilitos. As feições geomórficas mais proeminentes são os patamares estruturais que formam degraus
na base das escarpas entre altitudes de 600 a 700 metros, modelados sobre argilitos e siltitos da
Formação Rio do Rasto (Figura 3).
A porção sul deste compartimento é caracterizada por colinas baixas de topos planos e
convexos, vertentes convexas e planas com declividade média entre 5 e 10%. Os solos são rasos, do
tipo neossolo e cambissolo, com espessuras que variam entre 20 cm e 1,50 metro.
Os controles litológicos de CM3 são evidenciados pelas litologias pelíticas da Formação Rio do
Rasto, que condicionam o desenvolvimento das unidades mais baixas do relevo, entre as altitudes de
420 a 700 metros. As porções mais elevadas do relevo são condicionadas pelos arenitos da Formação
Botucatu e Pirambóia, Basaltos e Diabásio da Formação Serra Geral.
CONTROLE DA SEDIMENTAÇÃO NO BAIXO CURSO
O baixo curso do Bufadeira, representado por CM3, tem como característica mais conspícua,
permitindo diferenciá-lo dos demais compartimentos, o predomínio da ação da morfogênese sobre a
ação da pedogênese. Os processos erosivos e deposicionais estão representados por depósitos de leques
aluviais que se distribuem a partir das bordas dos patamares estruturais em direção das calhas de
drenagem atuais, e são recobertos por extensos depósitos coluvais que formam rampas convexas em
todo o baixo curso do rio Bufadeira (Figura 8).
Processos de ravinamento acelerados estão evidenciados principalmente junto aos tributários da
margem direita do rio, estando os primeiros associados a intensa ação erosiva dos depósitos coluviais.
Os depósitos aluvionares ocorrem de maneira descontinua, na forma de alvéolos ao longo do
rio Bufadeira (Figura 6); eles são formados por blocos e cascalhos, com diâmetros variando de 03 a 30
cm, e espessura de até 1,5 metros. Ocorrem depósitos arenosos de diques marginais, constituídos de
areia fina a muito fina, com estratificação plano-paralela e cruzada de baixo ângulo.
Figura 6 - Depósito de barra de meandro junto a alvéolo do rio Bufadeira. Foto: Edivando Couto.
As superfícies aluvionares apresentam nítido controle estrutural dada pela assimetria dos
depósitos. Essa assimetria é evidenciada pelas diferenças de largura das superfícies, entre a margem
esquerda e a margem direita do rio Bufadeira. Na margem esquerda a planície aluvionar é mais
estreita, exibindo abundantes afloramentos da Formação Rio do Rasto. Falhas de direção N e S foram
observadas “in loco”, controlando a deposição dos cascalhos e blocos (Figura 8).
Os leques aluviais foram identificados na área a partir de afloramentos nas margens do rio
Bufadeira, e estão representados por cascalhos recobertos por colúvios, evidenciando alternância nas
condições climáticas vigentes nas épocas de deposição (Figura 9).
Na borda de patamar estrutural, situado na margem esquerda do rio Bufadeira, foi descrito um
leque aluvial, constituído de cascalhos polímiticos que formam localizadamente, uma camada de 1,0 m
de espessura.
Os rudáceos são formados por cascalhos e blocos arredondados e subarredondados de basaltos
da Formação Serra Geral, de arenitos da Formação Botucatu, e de siltitos da Formação Rio do Rastro;
entre os analisados, verifica-se diâmetro médio de 11 cm, podendo atingir até 30 cm. Os cascalhos têm
pouca quantidade de matriz arenosa.
Figura 7
Figura 8 - Linha de falha evidenciando o controle deposicional de cascalhos no bufadeira. Foto: Edison Fortes.
Os cascalhos apresentam imbricação para SO e SE, indicando procedência nas escarpas
localizadas na sua parte proximal. Níveis de cascalho fino, com 01 a 02 cm de diâmetro constituem
prováveis indicativos de variações de energia durante a sua deposição (Figuras 10 e 11). O contato
com as fácies arenosas sobrepostas, não é transicional, indicando fase erosiva antes da deposição da
fácies superior.
A fácies arenosa superior apresenta espessura de até 0,5 m, sendo formada por areia fina a
muito fina, com raros grânulos de arenito, de coloração cinza a marrom claro e estrutura maciça. As
características texturais e a morfologia do depósito indicam fase de deposição coluvial que recobriu o
leque aluvial durante evento de transição climática, possivelmente de clima seco para o úmido (Figura
9).
CONSIDERAÇÕES FINAIS
O Estado do Paraná está, em sua maior parte, assentado sobre formações de rochas
sedimentares associadas à Bacia Sedimentar do Paraná. Conforme descrição de MAACK (2002), os
dois patamares de cuesta do estado delimitaram unidades de relevo conhecidas como segundo e
terceiro planalto. O segundo planalto marca as rochas paleozóicas, e o terceiro contém as formações
mesozóicas. Na transição entre essas duas unidades planálticas, encontra-se a Serra Geral, e é onde se
situa a bacia do Rio Bufadeira, que compreende formações mesozóicas no alto e médio curso, e
formações paleozóicas à jusante.
Figura 9 - Foto de rampa coluvial recobrindo depósito de leque aluvial. Afloramento na margem esquerda do rio Bufadeira. Ao fundo
escarpa basáltica da Serra Geral. Foto: Edison Fortes.
Figura 10 - Fácies coluvial mostrando seixos recobertos for fácies arenosas em leque aluvial.
Por esta razão, dividiu-se a bacia supracitada em três unidades distintas, conhecidas como
CM1, CM2 e CM3. A primeira está embasada principalmente pela Formação Serra Geral e tem
predominância de alteração in situ, resultando em solos espessos e poucas coberturas coluviais. Em
CM2, há muitas colinas com topos planos e convexos. Neste compartimento verificam-se rochas
basálticas com arenitos nas baixas vertentes; são comuns coberturas coluviais em decorrência da
ruptura de declive presente na transição entre CM1 e CM2.
O contato entre CM2 e CM3 é marcado por uma linha de escarpas erosivas com controle
estrutural definido pelos diques de diabásio. No contexto da escarpa afloram as formações Botucatu e
Pirambóia, gerando ressaltos litológicos e patamares estruturais. Logo abaixo destas feições,
encontram-se inúmeros leques aluviais sobrepostos à Formação Rio do Rasto.
O compartimento CM3 é marcado pelas maiores variações altimétricas da bacia, em torno de
400m de desnível. A parte basal desta unidade é constituída pelas rochas da Formação Rio do Rasto,
que formam colinas baixas de topos planos e convexos, mas apresentam assimetria no sentido N-S,
sendo presentes ao norte as escarpas erosivas associadas a Serra Geral.
No baixo curso do rio Bufadeira, a morfogênese tem um predomínio sobre a pedogênese. Isso
se dá pelas intensas deposições na forma de leques aluviais, associados à escarpa erosiva da Serra do
Mar. Estes depósitos apresentam-se como alvéolos ao longo do rio, sendo intensamente retrabalhados
pela intensa rede de drenagem.
De um modo geral, constata-se que na área de estudo, são pouco comuns alterações supérgenas,
predominando o transporte de sedimentos na forma de colúvios; forma esta hoje remodelada pelo
clima atual.
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