Estudou-se do ponto de vista geomorfológico, geoespeleológico, hidrológico e hidrogeológico, uma área com terrenos cársticos desenvolvidos sobre metacalcários, metacalcários dolomíticos e magnesianos, de idade proterozóica média, pertencentes ao Grupo Açungui. A área localiza-se no alto vale do rio Ribeira de lguape, entre os municípios de Apiaí e lporanga, sudeste do Estado de São Paulo. O mapeamento geomorfológico permitiu identificar uma seqüência evolutiva da paisagem cárstica, a qual inicia-se com um sistema fluvial, onde os vales da drenagem superficial são gradativamente segmentados com o tempo, através da implantação de bacias de drenagem fechada, cujo desenvolvimento levou à formação de carste poligonal. Esta transição da paisagem fluvial para a cárstica levou à definição das zonas morfológicas fluviocárstica, de transição (com bacias poligonais compostas) e a de carste poligonal (com bacias poligonais simples). O relevo cárstico é estruturalmente condicionado, onde os sumidouros (fundos de depressões poligonais) instalaram-se preferencialmente na intersecção entre planos de estratificação, juntas e falhas. Estes pontos de absorção do escoamento autogênico alinham-se preferencialmente sobre traços de acamamento, em situações de mergulho alto deste e, predominantemente sobre traços de fraturas longas e falhas, no caso de mergulho moderado a baixo do acamamento. Propõe-se a evolução do conjunto de depressões poligonais através do processo de competição e coalescência entre estas (taxas de ampliação diferenciadas), o qual gera inversões de relevo, onde antigos fundos de depressões fechadas hoje localizam-se em cristas. Este processo é acompanhado pelo mecanismo de geração múltipla, onde depressões maiores com drenagem subterrânea mais eficiente, deflagram a instalação de depressões menores, vizinhas e sobre a maior. A morfometria do relevo levou à conclusão de que o carste estudado é semelhante ao carste poligonal da Nova Guiné e Jamaica, com zonas de alto grau de carstificação, apesar das condições climáticas distintas do Alto Ribeira, em comparação com aquelas áreas. Na área carbonática encaixante do sistema de cavernas Pérolas-Santana, a zona de carste poligonal mais desenvolvida é associada à concentração de condutos em profundidade nas proximidades da linha de contato SE da faixa carbonática. O mapeamento geológico de cavernas evidenciou que entre o grande número e variedade de descontinuidades presentes na rocha metacarbonática, as estruturas mais favoráveis para instalação de condutos são os planos de estratificação, fraturas simples longas e falhas. A morfologia planimétrica dos sistemas de cavernas reflete o estilo estrutural do metacalcário encaixante. Cavernas com padrão planimétrico retilíneo e anguloso (p. ex, cav. Santana), associam-se à mergulhos altos do acamamento, enquanto que o padrão sinuoso e curvilíneo (p. ex., cav. Areias) refletem mergulhos moderados a baixos da estratificação. O grau de sinuosidade de condutos subterrâneos é controlado pelo ângulo agudo entre a direção do gradiente hidráulico e a descontinuidade favorável para instalação do conduto. Quanto maior for este ângulo, tanto mais sinuosa será a rota de condutos da água subterrânea. A iniciação de proto-cavernas acompanha linhas de intersecção entre o acamamento e fraturas simples longas e falhas. O sistema de cavernas Pérolas-Santana segue o modelo de Worthington (1991), o qual prevê que a profundidade média (Dm) de iniciação de condutos freáticos (abaixo do N.A.) segue uma função exponencial, onde a base desta função é o produto entre o seno do ângulo de mergulho da estratificação(sen\’teta\’) e a distância (Lx) entre o ponto de insurgência e ressurgência da rota de condutos em iniciação (obteve-se a função Dm=(Lx sen\’teta\’)\’POT. 0.82\’). A fase de desenvolvimento da espeleogênese na área estudada produziu canyons vadosos com até 50m de entalhamento vertical. Este entalhamento é interpretado como produto de uma taxa moderada de rebaixamento do nível de base dos sistemas de cavernas, o que por sua vez, seria reflexo de um soerguimento tectônico moderado da área. Com base nas idades preliminares Th/U de calcita secundária sobre depósitos fluviais subterrâneos, estimou-se uma taxa máxima média de entalhamento vadoso subterrâneo de 0,0042cm/ano (42mm/ka). Aplicando esta taxa de entalhamento vadoso aos canyons subterrâneos observados na área, concluiu-se que os sistemas de cavernas da região encontram-se na fase de desenvolvimento por aproximadamente 1,7 Ma. A idade mínima do sistema Pérolas-Santana, incluindo a estimativa teórica de duração da fase de iniciação, é em torno de 2 Ma. A correlação deste entalhamento fluvial subterrâneo com o rebaixamento do canal fluvial externo do rio Betari, sobre metacalcários, permitiu estimar uma idade mínima de \’6,4 POT. +7.4 IND. -3.1\’ Ma para o entalhamento do vale do rio Betari na área de estudo. A ressurgência do sistema de cavernas Pérolas-Santana é do tipo fluxo total permanente (classificação de Worthington, 1991), com razão entre vazão máxima e mínima de 19,7 para o ano hidrológico de 1990-1991. Os coeficientes de recessão do deflúvio do escoamento básico desta ressurgência refletem um aqüífero cárstico com alto grau de fissuramento interconectado, segundo classificação de Milanovic (1976). Com base no cálculo do balanço hídrico do sistema Pérolas-Santana, comprovou-se que a área de captação da bacia associada ao sistema, definida inicialmente pelo traçado dos divisores topográficos (14,8 km2) é insuficiente para alimentar o volume de água escoado pela ressurgência, por um ano hidrológico. Ajustando o balanço hídrico, definiu-se uma área de captação de 25,4 km2 para esta bacia. Comprovou-se assim, uma conexão subterrânea entre sistemas vizinhos de drenagem subterrânea, os quais, através de uma análise convencional da rede de drenagem superficial, seriam independentes. Definiu-se as seguintes fácies hidroquímicas para o sistema cárstico estudado: escoamento superficial alogênico, escoamento superficial fluviocárstico, percolação autogênica vadosa em fissuras, percolação autogênica vadosa em condutos, circulação freática em condutos profundos e escoamento de ressurgências cársticas. A evolução geoquímica das águas no sistema cárstico é controlada principalmente pela ação de água meteórica enriquecida em ácido carbônico. Ao longo de rotas de circulação profunda e localmente na zona vadosa, a carstificação pelo ácido carbônico é provavelmente somada à ação de ácido sulfúrico produzido pela oxidação de sulfetos. A dinâmica erosiva atual do terreno cárstico estudado é expressa pela taxa de saturação em calcita e dolomita de águas alogênicas que invadem o sistema cárstico, pela sazonalidade dos índices de saturação em calcita e dolomita das principais fácies hidroquímicas que circulam pelo sistema e pela taxa de rebaixamento da superfície epicárstica por dissolução (denudação química). Para esta última, obteve-se uma média de 31,1 \’+ ou -\’ 6 mm/ka.
The geomorphology and the conduit aquifer, and associated cave systems, of a karst area (74 km²) in dolomitic and calcitic metalimestones of the Middle Proterozoic Açungui Group have been studied in the Upper Ribeira river valley, between Apiaí and Iporanga, southeastern São Paulo, Brazil. The transition between fluvial and karst landforms was recognized through detailed aerial photointerpretation and field observations. The fluvial system has been gradually disrupted by the growth of closed drainage basins with a polygonal pattern. Based on this transition, a morphological zonation has been defined over the limestones. Three main landform categories are recognized in the limestone: the fluviokarst zone (with dominant surface runoff), the transitional zone (characterized by large composite closed depressions) and the polygonal karst zone (with simple closed depressions). The karst topography exhibits strong structural control. Autogenic swallets occur mainly at the intersections of bedding planes, fractures and faults. These inlet points for autogenic recharge are preferentially aligned on bedding traces where dip is high. In areas where the dip is low to moderate, swallets preferentially follow long fracture and fault traces of steep dip. The observed population of closed depressions is interpreted as resulting from competition and coalescence processes between depressions in response to different rates of depression enlargement, as well as by the multiple generation process described by Kemmerly. In this model, larger depressions, connected by effcient underground drainage routes, trigger the initiation of other depressions over and in the vicinity of the larger depressions. The competition between depression enlargement rates leads to topographic inversions, where ancient depression bottoms now occupy hill crests. Morphometric analysis of the karst topography of the Upper Ribeira polygonal karst shows similarities to New Guinean and Jamaican polygonal karst landscapes. Within the limestone area above the Perolas-Santana cave system, the best developed polygonal carst is related to conduits in depth, close to the southeastern contact of limestone with metapelites. Among the variety and large number of discontinuities present in the metamorphic limestone, the most favorable structures for cave development are bedding planes, Iong simple fractures and faults. The planimetric patterns of cave systems are controlled by the structural style of the limestone. Rectilinear and angular cave map patterns are related to steeply dipping strata, whereas sinuous and curvilinear patterns reflect low-dipping, folded limestone. The sinuosity of conduits is mainly controlled by the angle between the direction of the general hydraulic gradient and the strike of the favorable subvertical discontinuities for conduit development. The greater this angle is, the higher the sinuosity, confirming Worthington\’s (1991) model. The initiation of proto-conduits mainly follows the intersections between bedding planes and simple long fractures and faults. Worthington\’s model for prediction of mean conduit depth is confirmed by the Pérolas-Santana cave system. The mean depth of 200 to 300 m beneath the watertable for the initiation conduits of this system agrees well with the prediction of the exponential equation which is based on the stratal dip and the horizontal length (catchment length) between the main insurgence and the ressurgence of the cave system. Vadose canyons with up to 50m of vertical entrenchment were produced during the speleogenetic development phase, as the result of moderate rates of base level lowering, which itself was due to moderate rates of regional tectonic uplift. Based on preliminary Th/U ages of secondary calcite covering ancient fluvial deposits in vadose cave canyons, an average maximum rate of 0.0042 cm/year (42 mm/ky) is proposed for the vadose entrenchment within the studied caves. This rate gives a minimum age of 1.7 My for the development phase in the Santana cave. Including the theoretical time span of the initiation phase, the total age of the Pérolas-Santana cave System is around 2 My. The correlation between the cave river entrenchment rate and the external river channel lowering over the limestone, close to the cave syslem, allows an age estimation of \’16,4 POT. +7.4 IND. -3.1\’ My for the Betari valley in the studied area. The calculated baseflow recession coeficients, tsuggest that he karst aquifer of the Pérolas-Santana system has a high degree of interconnected fissures. The initial analysis of the surface drainage systems, using concepts of topographic divides, indicates the presence of two separate drainage basins over the Furnas-Santana Iimestone area, each related to a cave system. The hydrological balance of the Perolas-Santana cave system suggests, however, that the catchment area must be larger (25,4 km²) than indicated by this initial interpretation. It is therefore suggested that two adjacent cave systems (Perolas-Santana and Grilo systems) are cannected at depth, in order to balance the annual discharge measured at the Santana cave ressurgence. The following hydrochemical facies have been defined: allogenic surface runoff, fluviokarstic runoff, vadose autogenic fissure seepage, vadose autogenic conduit flow, deep phreatic conduit flow and karst ressurgence flow. The hydrochemistry indicates that the carstification is basically controlled by meteoric water enriched in carbonic acid. Minor dissolution of carbonate by sulphuric acid produced by oxidation of pyrite disseminated in impure limestone is thought to occur in deep flow routes. The modern erosive dynamics of the studied karst has been quantified according to the following parameters: saturation rate in calcite and dolomite of allogenic rivers entering the limestone surface, the seasonality of the saturarion index of the main hydrochemical facies and the rate of limestone surface lowering through dissolution (chemical denudation). The calculated mean chemical denudation rate for the Pérolas-Santana basin is 31.1 \’+ ou -\’ 6 mm/ky.