Geologia do Paraná

Geologia do Perfil. O estado do Paraná é dividido morfologicamente em 3 Planaltos. Sendo que cada um foi dividido de acordo com suas características geológicas. O Primeiro Planalto localiza-se na região de Curitiba. Também pode ser chamado de Planalto de Curitiba ou Escudo Paranaense. O segundo Planalto se localiza na região de Ponta Grossa, podendo ser conhecido também como Planalto de Ponta Grossa. E o Terceiro Planalto, que também é conhecido como Planalto de Guarapuava engloba boa parte do estado. No Primeiro Planalto, há a presença de rochas arqueadas que são as mais antigas do estado, com idades superiores a 2,5 bilhões de anos. Também são encontrados granitos de até 600 milhões de anos. As rochas sedimentares tem papel importante na formação do Segundo Planalto. Nele está localizado também o Arco de Ponta Grossa, que é uma estrutura de origem Devoniana originada a partir de tectonismos que soergueram a área e dobraram sua camada sedimentar. O Terceiro Planalto é formado pôr rochas magmáticas, principalmente basalto que reflete a alta fertilidade da região. A história geológica do Paraná abrange um período de 2,7 bilhões de anos a 600 milhões. Ela nos mostra que a região paranaense sofreu um intenso derramamento magmático. A área localizada onde hoje é o Primeiro Planalto sofreu fortes ações tectônicas de falhamentos e dobramentos, abalando-se, forma a bacia sedimentar, que foi alvo do depósito de sedimentos. Esse processo de sedimentação mostra ocorreu uma história geológica que mostra ambientes glaciais, desertos, de rios em grandes quantidades, etc. Todo esse processo de sedimentação teve início no período Devoniano, quando houve a deposição dos Arenitos Furnas e dos Folhelhos Ponta Grossa, ocorrendo primeiramente num ambiente marinho, depois pelo glacial e posteriormente desérticos. Nesse estágio houve a quebra do super – continente Gondwana, formando assim o Oceano Atlântico. O movimento de distanciamento entre a América do Sul e da África gerou um magmatismo nas fraturas onde ocorreu um derramamento que recobriu tanto o deserto quanto as rochas magmáticas do Primeiro Planalto. O Primeiro Planalto Paranaense. O primeiro planalto limita-se para oeste por uma escarpa de estratos de sedimentos paleozóico quase horizontais. A altitude do planalto é notavelmente uniforme numa extensão de 75 km, formando uma paisagem suavemente ondulada, com planícies de várzeas intercaladas por sedimentos fluviais e paludais do quartenário recente, predominando argilas plásticas pretas de húmus crus ácidos e areias brancas. Estes sedimentos seguem os vales dos rios, principalmente o largo vale do rio Iguaçu até sua bacia de captação de várias nascentes. Todos os sedimentos jazem diretamente sobre as rochas cristalinas. As rochas cristalinas suavemente dobradas, como tetos acima de granitos, ou fortemente dobradas, como blocos entre granitos pós-algonquianos, formam o pedestal do primeiro planalto desde a serra do Mar até alguns quilômetros a oeste de Curitiba. A seguir, as formações algonquianas da série Açungui (filitos, calcários, calcários dolomíticos e quartzitos com granitos intrusivos) limitam discordantemente o antigo escudo gnáissico. As rochas das formações da serie Açungui constituem toda a parte do norte do primeiro planalto. Em virtude da proximidade do oceano Atlântico como base-nível de erosão, todos os rios dirigidos para o norte, ao vale do Ribeira, possuem grande força de erosão. Rumo a oeste as camadas algonquianas dobradas, com seus granitos intrusivo, mergulham sob os arenitos das Furnas do Eo-devoniano, constituindo o pedestal da escarpa do segundo planalto. Nas partes central e sul, a superfície do primeiro planalto corta uniformemente os gnaisses e granitos antigos, as rochas algonquianas com seus granitos intrusivos e os sedimentos do Quaternário Antigo (superfícies Alto Iguaçu e Curitiba do Neo-Terciario e Pleistoceno). Verificam-se no primeiro planalto os mesmos fenômenos orogênicos e idênticas fases de intrusões no Complexo Cristalino observado no litoral e na Serra do Mar, que determinam as principais linhas orográficas. Uma orogenia mais antiga, laurenciana do Arqueano Superior, orientada em N 60o a 70o E, que atingiu o plagioclásio-microclima-biotita-gnaisse mais antigos. Fases de dobramentos uranianos, com granitos penoquianos da Era Assíntica, abrangendo principalmente os depósitos geossinclinais do algonquiano da série Assungui, orientados dum modo geral em N 40o E, adaptando-se porém, ao rumo N 60oE no limite com o antigo escudo gnáissico. Uma orogenia mais recente com intrusão granítica e efusão de quatzo-pófiros, provavelmente de fase tetônica de Era Caledoniana, originando direções de N 20o a 30o E. O Segundo Planalto ( Planalto de Ponta Grossa). Com o segundo planalto começa a região dos sedimentos paleozóico e mesozóico não pertubados por movimentos orogênicos, todavia suavemente inclinado para W, SW e NW. Aqui foram encontrado todos os fósseis de importância para a determinação da idade das camadas devonianas e dos membros das camadas Gondwânicas. O complexo sedimentar do Paraná circunda o suave abaulamento do complexo cristalino num arco quase retangular aberto para leste. A escarpa de estratos, que limita nitidamente a zona de eversão do primeiro planalto, é formada pelo arenito branco das Furnas, situado na base do sistema devoniano. O degrau é uma cuesta originada pôr erosão. Assim a chamada escarpa devoniana começa com o vale do rio Iguaçu, sendo representada nos mapas pôr nomes regionais serras que, entretanto, não exprimem sei caráter de escarpa. Começa ao sul com o nome Serrinha, continua para oeste e norte como Serra São Luiz, das Furnas, Purunã, Santa Ana, Itaiacoca, São Joaquim, Taquari e Buriti. Além do rio Itararé estende-se a escarpa no Estado de São Paulo, com a denominação Serra de Faxina e Serra das Almas. O Pedestal da cueta é formado pôr rochas metamórficas, da série Assungui, filitos, calcários e quatzitos, ou por plutonitos pós-algonquianos, granitos, granitos-pófiros e quartzo-pófiros. Este pedestal cristalino de escarpa é cortado e aplainado por toda a sua extensão por um paleoplano já citado, o peneplano pré-devoniano, idêntico, em grande parte do sul do Paraná, ao peneplano pré-gondwânico. As séries de diques de diabásio nas cristas das elevações constituem características importantes para a topografia do segundo planalto. São linhas principais do sistema orográfico do Paraná, que determinam a orientação da maior parte dos espigões rumo N 45o W. A estes diques de diabásios paralelo juntam-se “sills” de grande extenção e “stocks” de diabásio isolados. Também afloram diques de andesitos e augita-porfíritos . O arenito Furnas acunha no sul do rio Iguaçu, ocasião em que as escarpas formadas pelos sedimentos devonianos desaperece, sendo assinalda aqui apenas por pequenos platôs de sedimentos glaciais do Carbonífero superior. Na parte norte do Segundo Planalto, encontram-se as menores latitudes no limite entre o Segundo e o Terceiro Planaltos, que variam entre 350 e 560 m. Algumas mesetas típicas do arenito eólico Botucatu, cortadas por diques de diabásio com capas de lava básica. A escarpa com sedimentos mesozóicos e derrames de lava básica é parte integral da Serra Geral, estabelecendo uma separação nítida entre o Segundo e o Terceiro Planaltos, a oeste e a norte, de maneira idêntica a escarpa devoniana com o Primeiro Planalto a leste. O Terceiro Planalto (Planalto de Guarapuava). O Planalto representa o plano de declive que forma a encosta da escarpa da Serra Geral do Paraná, sendo denominada Serra da Boa Esperança ou escarpa mesozóica. Esta escarpa é constituída por estratos do arenito Botucatu. A constituição geológica da extensa região do Terceiro Planalto é relativamente simples. Sobre o pedestal areno – argiloso da escarpa mesozóica, constituída ainda em toda a extensão pelos horizontes alternadamente coloridos das formações Esperança e Poço Preto, do grupo Rio do Rasto. Influenciadas por um clima do Quaternário Recente, as rochas eruptivas básicas do Terceiro Planalto se decompõem em solos argilosos vermelhos muito coesos, conhecidos como terra roxa, ocupando o maior espaço do Terceiro Planalto. Entretanto, nos campos do Terceiro Planalto, estes solos são parcialmente muito ácidos. O Terceiro Planalto representa a região dos grandes derrames de lavas básicas do vulcanismo gondwânico do Pós – Triássico até o Cretáceo. As possantes massas de lava ascenderam através das fendas tectônicas de tração. Sedimentos quaternários fluviais, são encontrados principalmente no vale do rio Paraná .O cañon e os saltos geologicamente recentes são a expressão de movimentos tectônicos recentes ou de levantamentos epirogenéticos desde o Quaternário Superior. Os platôs e mesetas dos divisores de água representam no terceiro planalto as linhas orográficas principais. No bloco planáltico de Apucarana, ao norte de Londrina, nas proximidades de Boa Vista do Paraiso, Cruzeiro do norte, Jaguapitã, Colorado e perto de Sabáudia, a leste do rio Pirapó, jazem vestígio do arenito vermelho São Bento Superior “supratrapp” ou Caiuá. As rochas eruptivas mergulham em 580 m s.n.m. a oeste de Maringá ( 560 a 592 m ) abaixo da capa do arenito Caiuá. No Paraná a camada de arenito Caiuá se desenvolve-se a partir dos últimos derrames de lava e representa a continuidade do processo de sedimentação eólica terrestre iniciada no Rético ou Triássico Superior com a deposição de arenito Botucatu no deserto masosóico, que perdurou até o Eo-Cretáceo. A sedimentação não cessou durante todo o periodo do vulcanismo gondwânico, e foram depositados sedimentos eólicos em bancos ou lentes nos derrames de lava e nas fendas maiores. A ascensão rápida nas fendas de diáclases elevou consigo grãos de areia posteriormente silificicados. Concluindo, terceiro planalto representa a região dos grandes derrames de lavas básicas do vulcanismo gondwânico do Pos-Triássicos até o Eo-Cretáceo. As possantes massas de lava ascenderam através das fendas tectônicas de tração, que atualmente cruzam os planaltos rumo NW como diques de diabásio. O arenito eólico Caiuá, que se estende sobre os derrames de “trapp” no setor noroeste do e oeste dos blocos planálticos de Apucarana e Campo Mourão, docimenta um clima árido durante a Era Mesosóica do Triássico Superior até o Eo-Cretáceo. Litoestratigrafia da Bacia do Paraná. A Bacia do Paraná é constituída de dois grupos: o Tubarão (inferior) e o Passa Dois (superior). O Grupo Tubarão é constituído de associação heterogêneas de rochas, distribuídas de diversos modos nas diferentes regiões da Bacia. Como conseqüência dessa situação temos várias denominações paras as subdivisões do grupo, o alinhamento tectônico do Paranapanema (Fúlfaro,1974) e a linha tectônica Torres-Pousada (Leinz,1949) foram tomadas como ponto de referência, pois as áreas por eles delimitadas apresentavam diferentes razões de subsidência. A região acidental, nos estados de Goiás, Mato Grosso, Mato Grosso Do Sul e Paraguai possui características peculiares ligadas à ativa ascensão da borda oeste. Como os sedimentos neopaleozóicos da Bacia do Paraná transgridem as fronteiras do País, serão feitas ligeiras referências às ocorrências do Uruguai, Paraguai e Argentina. O Grupo Tubarão tem suas litologias essencialmente clásticas, a não ser localmente, os sedimentos de origem química e orgânica são de caráter subsidiário. Na parte superior do grupo, aumenta a importância dos sedimentos orgânicos, ocorrendo carvões explorados comercialmente. Dentre suas variedades temos: arenitos, siltitos, argelitos, ritmitos, diamictitos. Os folhelhos carbonosos e carvões ocorrem em bacias isoladas, sendo esporádicos na parte inferior do grupo e mais comum na parte superior. O comportamentos de conglomerados e diamectitos é inverso. Há um gradual decréscimo da relação de clásticos para cima, o mesmo ocorre, lateralmente, para oeste. A área ao norte do arco de Ponta grossa (São Paulo) também possui relação de clásticos mais elevada do que a área ao sul. Resumidamente, a Bacia do Paraná Compreende o Segundo e o Terceiro Planalto Paranaense, recobrindo a maior porção do estado. É uma bacia sedimentar, intracratônica ou sinéclise que evoluiu sobre a Plataforma Sul-Americana, e sua formação teve início a cerca de 400 milhões de anos, no Período Devoniano terminando no Cretáceo. A persistente subsidência na área de formação da bacia, embora de carater oscilatório, possibilitou a acumulação de grande espessura de sedimentos, lavas basálticas e sills de diabásio, ultrapassando 5.000 metros na porção mais profunda. Sua forma é aproximadamente elíptica, aberta para sudoeste, e cobre uma área da ordem de 1,5 milhão de Km2. Apresenta inclinação homoclinal em direção ao oeste, porção mais deprimida. Sua forma superficial concava deve-se ao soerguimento flexural denominado Arqueamento de Ponta Grossa. As extensas deformações estruturais tais como arcos, flexuras, sinclinais e depressões, posicionadas ao longo das margens da bacia, são classificadas como arqueamentos marginais, arqueamentos interiores e embaciamentos. A consolidação e evolução final do embasamento da Bacia do Paraná se deu no Ciclo Tectono-magmático Brasiliano, entre o Pré-Cambriano Superior e o Eo-Paleozóico. Sua evolução se deu por fases de subsidência e soerguimento com erosão associada, no transcorrer das quais a sedimentação se processou em sub-bacias. Formação Rio do Rasto É constituída por arenitos e siltitos e argilitos. Os arenitos formam lentes relativamente curtas, em geral com menos três metros de espessura, podendo chegar a dez. Nos afloramentos á um predomínio da cor vermelha, podendo ocorrer tonalidades da cor chocolate, púpura e verde. A estratificação é predominantemente horizontal, podendo ocorrer a estratificação cruzada. Diastemas são freqüentes, com estrutura de escavação e preenchimentos. Estruturas de sobrecarga são observadas ás vezes no contato entre arenitos e siltitos. As zonas de sedimentação ritmica existente, com espessuras de dois a três metros, são constituídas por alternância de siltitos e arenitos, estes mais espessos. A transição da formação Estrada Nova para Rio Do Rasto é concordante, sendo colocada na base das primeiras camadas lenticulares de arenito castanho-avermelhados. A formação Rio Do Rasto distingue-se da formação Estrada Nova pela maior tendência de lenticularidade. Formação Furnas Aflora no estado do Paraná e São Paulo, Margem sul oriental da Bacia do Paraná. O arenito forma escarpas dirigidas para fora da bacia, claramente subordinadas as diáclases e falhas, facilmente observadas em fotos aéreas. O solo é pouco espesso, com a rocha aflorando na forma de extensos lajeados que margeiam rios largos e rasos. São freqüentes as corredeiras e pequenas cachoeiras. A mata araucária é predominante nesta região. Formação Botucatu É constituída em sua maior parte de arenitos com seleção de boa à regular, classe modal predominante de areia fina, com pouca matriz, estratificação cruzada de médio porte à grande. Os grãos entre 0,25 e 0,50 mm têm arredondamento entre 0,25 e 0,40 e esfericidade superior a 0,80. Os grãos maiores que 0,50 mm, contudo, têm esfericidade e arredondamento maiores e superfícies foscas e emburacadas, a estrutura sedimentar predominante é a estratificação cruzada de grande porte. O arenito Botucatu estende-se por toda a Bacia do Paraná, transgredindo sobre as formações mais antigas e indo descansar diretamente sobre o embasamento cristalino em Minas Gerais. A Formação Botucatu raramente ultrapassa a espessura de cem metros. Formação Ponta Grossa Consiste em folhelhos argilosos, micáceos, finamente laminados, cinzentos, localmente betuminosos ou carbonosos e folhelhos sílticos a arenosos, com siltitos e arenitos muitos finos subordinados. Na área de afloramento no estado do Paraná é possível distinguir três membros em bases litológicas o inferior e superior são predominantemente sitico-argiloso, enquanto o média é constituído de arenitos muitos finos ou siltitos arenosos. Esses membros foram denominados, respectivamente, jaguariaíva, Tibají e São Domingos Os folhelhos distinguem-se dos do Membro São Domingos pela tendência de serem mais micáceos e silticos ou arenosos e, principalmente, pela ocorrência de concreções sideríticas de forma irregular, algumas com mais de 1 metro de comprimento mas com poucos centímetros de espessura. No topo ocorrem folhelhos argilosos, pretos, carbonosos, físseis, com nódulos calcários na parte inferior. O membro Tibagí é constituído por arenitos silticos muito fino ou siltico arenoso. Na seção tipo é constituído de 50 % de partículas siltica, 33 % de partículas de areia muito fina, 12 % de areia mais grossa e 5 % do material argiloso. Grupo Bauru O tipo litológico que predomina é o arenito fino à muito fino de cimento argiloso ou calcífero-argiloso, mineralógicamente imaturo, passando gradualmente para o siltito. A simetria da distribuição granulométrica desse sedimentos é muito positiva, com pior seleção na parte fina da distribuição total, que passa para assimetria negativa a aproximadamente simétrica na distribuição de areia. Subisidiariamente ocorrem intercalações de argilito e conglomerados. Em certas regiões ocorrem leitos de calcários. Estruturas de escavação e preenchimento, pelotas de argila, nódulos carbonáticos, marcas onduladas, laminações cruzadas por migração de marcas onduladas e laminações cruzadas de diverssos tipos constituem sua estrutura sedimentares, as quais envolvem camadas finas, quase sempre inferiores a 1 centímetro (Barcha e Arid, 1977). As rochas do Grupo Bauru ocupam a maior parte do planalto ocidental São Paulo, ocorrendo também no triângulo mineiro, sul de Goiás e sudeste de Mato grosso. A espessura do grupo Bauru é da ordem de 200 metros. Tentativas de subdivisão estratigráficas, realizadas em datas anteriores a 1976, não subsistiram por estarem fundadas em características que estudos superiores demonstraram não Ter significado estratigráfico. Formação Pirambóia Pertence ao Grupo São Bento, é de ocorrência comum nos municípios de São Gerônimo da Serra e Tamarana, esta formação constitui basicamente de arenitos, arenitos conglomeráticos e raramente argilitos. Temos a presente estratificação cruzada-acanalática de médio e pequeno porte, bancos com estratificação plano-paralela. Grande parte das rochas podem estar silificadas, o que proporciona grande resistência a erosão. Na porção inferior ocorrem arenitos esbranquiçados, mal selecionados, com grãos finos na maioria e médios subordinados, apresentando formas subanlugares e subarredondados, com constituição essencialmente quatzosa e pouca quantidade de matriz siltico-argilosa. Na parte superior são encontrados arenitos com níveis conglomeráticos. Esses arenitos são amarelados rosados ou esbranquiçados, mal selecionados com grãos finos até muitos grossos e subordinadamente são quartzosos, esféricos e arredondados. Os mais finos são subanguloso quatzosos em sua maioria, podendo ocorrer pequena quantidade de micas ou espaços, os seixos constituem-se essencialmente de quartzo hialino e mais raramente de quartzo leitoso ou rosado, ocorrem às vezes disperso em meios aos extratos ( Petri & Fúlfaro, 1983; Schneider et al., 1974). Localmente ocorrem bancos de estratificação cruzada de grande porte, com níveis de laminação plano-paralela, raras lentes de arenito siltosos vermelho, de espessura centimétrica e decimétrica podem ocorrer. A origem dos sedimentos da Formação Pirambóia parece ser daqueles tipos de canais fluviais e de depósitos de transbordamento, formados por ciclos recorrentes. Ela aflora no Segundo Planalto Paranaense e compreende as rochas sedimentares paleozóicas da Bacia do Paraná. Limitada a leste pelas rochas pré-Devonianas do Escudo, ao norte e sul adentram os estados de São Paulo e Santa Catarina. A leste é recoberto pelos derrames basálticos sendo desconhecidos seus limites.