breves notícias sobre a geologia dos estados do paraná e ... · pdf fileresumos...

169

Brazilian Archives of Biology and Technology

Jubilee Volume (1946-2001) : pp. 169 - 288, December, 2001

ISSN 1516-8913 Printed in Brazil BRAZILIAN ARCHIVES OFBIOLOGY AND TECHNOLOGY

A N I N T E R N A T I O N A L J O U R N A L

Breves Notícias Sobre a Geologia dos Estados do Paraná eSanta Catarina℘

Reinhard MaackInstituto de Biologia e Pesquisas Tecnológicas

ABSTRACT

The present short survey of the geology of the States of Paraná and Santa Catarina was written as a text toaccompany sketches for the revision of the GEOLOGICAL MAP OF SOUTH AMERICA. It contains the results ofgeologic research up to the year 1947 in most concise form, without going into detail. As requested, the occurrenceof useful minerals was not considered in the summary, and the list of bibliographical references has been condensedto the uttermost. Inasmuch as the author treated the Passa Dois Series in more detail, due to the reorganization ofthe Gondwana beds, the Archean and the Algonkian had to be reduced to the minimum. This was possible, since theinnumerable details of the phenomena in the crystalline complex could not be represented in a geologic map of thegiven scale. The reorganization of the geologic constituents of Paraná and Santa Catarina is summarized inStratigraphic Table nº 2, and is explained by the enclosed sketches.

Key Words: Geology; Gondwana beds; Archean; Algonkian; Crystalline complex; Passa Dois Series

℘ Artigo publicado no Arquivos de Biologia e Tecnologia, v. 2, pp. 63-154, 1947.

I. INTRODUÇÃO

Os trabalhos geológicos recentemente realizadosnos Estados do Paraná e Santa Catarinacompletam, de modo notável, as representaçõesfundamentais destas regiões, publicadas porWHITE (1908) e por OLIVEIRA (1918; 1927).Relativamente à estratigrafia dos dois estadossulinos e à elucidação das linhas orográficasprincipais do Estado do Paraná e, ainda, sobre oreconhecimento da tectônica da Serra do Mar e daSerra Geral, foram conseguidos resultadosparticularmente importantes. Chama-seespecialmente a atenção para a verificação dossedimentos suprabasálticos, para a novaestratigrafia do devoniano no Estado do Paraná,como, também, para a elucidação da idadegeológica das camadas glaciais da série Itararé e

para os levantamentos cartográficos das principaisfalhas na Serra do Mar. Quanto à série Itajaí, emSanta Catarina, cuja idade geológica durante largotempo fora discutida e que também hoje ainda nãofoi precisada definitivamente, foi possívelverificar, de um modo insofismável, que ela é maisrecente do que a série algonquiana de Brusque.Tem-se atualmente, para a série Itajaí, como muitoprovável, a idade siluriana inferior (períodoordoviciano).De especial importância para a estratigrafia,finalmente, devem ser consideradas as últimaspesquisas relativas à limitação das camadasgonduânicas superiores entre o permiano e otriássico. Por este motivo o desenvolvimento destaquestão toma um maior vulto, pois se trata defundamentar, se bem que em linhas gerais, asnovas classificações estratigráficas. O problema já

Maack, R.


170

foi apresentado com os trabalhos de MENDES (1945,A). Referia-se este problema particularmente àlimitação inferior do triássico com as camadaspermianas Estrada Nova, baseado em fósseisdeterminados por COWPER REED. Nota-sefacilmente que o problema não é de caráter local,mas abrange a totalidade das camadas gonduânicasno Brasil Meridional (MENDES,1944; 1945, C).Das comparações realizadas no campo entre operfil clássico de WHITE (1908), na Serra Geralao oeste de Lauro Mueller, em Santa Catarina, eem Santa Maria da Boca do Monte, no Rio Grandedo Sul, e também dos estudos de mais 7 perfis,relativos à zona de limitação em questão, em SantaCatarina e no Paraná, efetuados, após a realizaçãodo 2º Congresso Pan-Americano de Engenharia deMinas e Geologia, por Kenneth E. Caster,Mackenzie Gordon JR., Josué Camargo Mendes eo autor deste, resultou que a limitaçãoestratigráfica das camadas gonduânicas superioresdo Brasil Meridional não pode ser mantida. Osresultados preliminares destas pesquisas e a novaestratigrafia das camadas gonduânicas sãoapresentados, pela primeira vez, para o Paraná eSanta Catarina, nas linhas fundamentais que seseguem. Maiores detalhes destas pesquisasrealizadas continuamente entre o Rio Grande doSul e o Paraná, com o auxílio eficiente do Institutode Biologia e Pesquisas Tecnológicas em Curitiba,aqui não podem ser indicados; os geólogos quedela participaram apresentarão, a seu tempo,outras informações.Nas linhas seguintes trataremos da constituiçãogeológica dos Estados do Paraná e Santa Catarinasomente em linhas gerais e, com capítulo à parte,dos elementos dessa constituição e das suasdiversas formações, segundo o estado dosconhecimentos até 1947. As jazidas minerais deutilidade prática não são consideradas, uma vezque sobre este assunto foi previsto outro trabalho.Considerando que estas explanações devemacompanhar, em primeiro lugar, a novarepresentação cartográfica e geológica do Paraná eSanta Catarina, para o “Geological Map of SouthAmérica”, prescindiu-se, ab initio, da apresentaçãode numerosas particularidades e fenômenosmorfológicos, como de descrições petrográficas eresumos paleontológicos. A bibliografia, a pedidoespecial, foi reduzida ao estritamente necessário.

II. TRAÇOS GERAIS DAS PESQUISASGEOLÓGICAS

A – PARANÁ

As primeiras notícias, gerais e resumidas, sobre ageologia foram dadas por H. Neumann, em 1860;H. P. Verecker, em 1862; José e Francisco Keller,em 1866; e Luther Wagoner, em 1878. Uma boadescrição geral do Paraná foi fornecida em 1885por Henry Lange, em seu livro sobre o BrasilMeridional. Os trabalhos básicos mais importantespara a geologia do Paraná são representados pelaspublicações de O. A. Derby, em 1879 e 1883;Josef v. Siemiradski, em 1898; I. C. White, em1908; e J. B. Woodworth, em 1912, e pelas notaspaleontológicas de E. Kayser, em 1900, e algumascomunicações de H. Bross, em 1909 e 1910.No ano de 1913 foi publicado o mais importantedos trabalhos paleontológicos sobre os fósseisdevonianos, por J. C. Clarke, e, logo após, ostrabalhos fundamentais de Euzébio Paulo deOliveira, em 1913, 1916, 1918 e, mais tarde, em1927, com caráter monográfico, a primeirarepresentação total da geologia do Paraná. A estamonografia Euzébio Paulo de Oliveira fez seguir,em 1929, 1930, 1936 e 1937, importantescomunicações relativas à estratigrafia,paleontologia e aos recursos minerais, tendofornecido, portanto, a base principal para ageologia do Paraná.Entre as publicações mais recentes sobre ageologia geral devem ser mencionadas, emprimeiro lugar, as seguintes: Reinhard Maack, em1932, 1934, 1937, 1940, 1941 e 1946; ViktorOppenheim, em 1934 e 1936; Paulino Franco deCarvalho, em 1936, 1937, 1939, 1940 e 1941.Quanto aos trabalhos especiais sobre petrografia ejazidas minerais, devem ser referidos os seguintes:Viktor Leinz, em 1936, 1937 e 1940; Glycon dePaiva, em 1940; Djalma Guimarães, em 1931 e1933; relativos à paleontologia: Karl Holdhaus, em1919; L. Hussakof, em 1930; F. R. Cowper Reed,em 1929, 1935, 1940 e 1942; Charles W. Read, em1941; Frederico W. Lange, em 1941 e 1942.Indicamos ainda algumas comunicações: IldefonsoA. Erichsen, em 1940; Josué Camargo Mendes,em 1945; Setembrino Petri, em 1945; Fernando F.M. de Almeida, em 1945. São citadas também asinformações sobre pesquisas geofísicas de DécioSaverio Oddone, em 1938 e 1939, como tambémos mapas geológicos do Estado do Paraná de

Breves notícias sobre a Geologia


171

Euzébio P. de Oliveira, em 1925 (1 : 1.000.000) eReinhard Maack, em 1938 (1 : 2.000.000) e 1945(1 : 250.000). Finalmente devem ser mencionadosos recentes trabalhos realizados no Instituto deBiologia e Pesquisas Tecnológicas em Curitiba,constantes de contribuições para a geologia geral(J. J. Bigarella), petrografia química (A.Leprevost), agro-geologia (C. Bodziak e R.Maack) e geologia das fontes das águas minerais(R. Maack e R. Spitzner).

B – SANTA CATARINA

Tanto os trabalhos mais antigos sobre a geologiade Santa Catarina como os mais recentes seocupam principalmente da ocorrência de carvão depedra, assim Julio Parigot, em 1841-1842; EdwardThornton, em 1867 e Natanael Plant, em 1869.Porém, os autores mais antigos também jápublicaram representações gerais das condiçõesgeológicas em apreciações pouco extensas ou emtrabalhos geográficos. Entre estes autores seencontram: C. van Lede, em 1843-1846; Fr.Burlamaqui, em 1856-1858; Woldemar Schulz, em1895 e, principalmente, Henry Lange, em 1885 e1888, nas suas publicações sobre o BrasilMeridional. Merecem citação ainda AlfredHettner, em 1890; Carl Ballod, em 1892 e LuizGonzaga de Campos, em 1888 e 1891.O material cientificamente mais importante foifornecido por I. C. White, em 1908, no seu bemconhecido “Report on the Coal Measures andAssociated Rocks of South Brazil”, trabalho emque o autor também fundou o “Sistema SantaCatarina”. Seguem-se os trabalhos de Euzébio P.de Oliveira, em 1918, e os levantamentos epublicações mais recentes sobre a geologia geral,paleontologia e jazidas minerais por E. BourdetDutra, em 1926; Anibal Alves Bastos, em 1929; P.José Pauwels, em 1929; Glycon de Paiva, em1933; Flores Moraes Rego, em 1926, 1933 e 1935;Reinhard Maack, em 1934 e 1937; Paulino Francode Carvalho, em 1936, 1937, 1938, 1940 e 1942,assim como por João Miranda, em 1942. Quanto àpaleontologia, mencionamos Carlota JoaquinaMaury, em 1927; Reinhard Maack, em 1929; F. R.Cowper Reed, em 1929, 1930, 1940 e 1942, comoCharles B. Read, em 1941; com relação àpetrografia, Djalma Guimarães, em 1931; OtavioBarbosa, em 1936 e 1940; Ruy Osório de Freitas,em 1945 e Mackenzie Gordon Jr., em 1946. Alémdestes foram publicados ainda trabalhos sobrepesquisas geofísicas por Mark C. Malamphy e J.

C. do Amaral, em 1937 e, finalmente, com relaçãoàs jazidas, por J. Fiuza da Rocha, em 1925, 1928,1940 e 1941; e Evaristo Pena Scorza, em 1939 e1940, como também esboços geológicosprovisórios e mapas por I. C. White, em 1908 (1 :2.010.365), Reinhard Maack (1 : 2.750.000) e peloServiço Geológico e Mineralógico do Brasil, em1939 (1 : 1.500.000).

III. TRAÇOS FUNDAMENTAIS DACONSTITUIÇÃO GEOLÓGICA E DACONFIGURAÇÃO DA SUPERFÍCIE

A – GENERALIDADES

As regiões dos Estados do Paraná (199.897 km2) eSanta Catarina (94.998 km2) representam umaparte da grande região geológica da antiga Terrade Gonduana. Formam maciços parciais da regiãosul-brasileira, mostrando limitações nítidas e,assim, zonas de paisagens naturais. O limitesetentrional desta região contra o Estado de SãoPaulo segue os talvegues do rio Paranapanema,que é um rio antigo conseqüente do plano dedeclive, e do rio Ribeira de Iguape, relativamenterecente, originado tectonicamente. Para o sul, aregião a descrever é limitada contra o Estado doRio Grande do Sul pelo vale de declive do rioUruguai e pela escarpa da Serra Geral com o rioMampituba, o qual é um rio litoral e da testa daescarpa. Entre o Paraná e Santa Catarina, o vale debase larga de aluviões (Sohlental) do rio Iguaçucom o rio Negro traça o limite até a entrada naescarpa triássico-jurássica em Porto União,atingindo, rio Jangada acima, o divisor das águasentre o rio Iguaçu e o rio Uruguai. Desde que oTerritório Federal do Iguaçu foi reincorporado aosEstados, o Estado do Paraná é limitado no oestepelo rio Paraná e o rio Iguaçu com o pequenotributário rio Santo Antônio, enquanto que o rioPeperí-Guaçú separa politicamente o Estado deSanta Catarina do território das Missões, naArgentina, o qual, geologicamente, representaparte integrante do derrame eruptivo básico dabacia do Paraná e do planalto de declive dointerior catarinense.Os Estados do Paraná e Santa Catarina, na maiorparte da sua extensão, são constituídos por umplanalto que mergulha suavemente para NW. W eSW, cuja plataforma estrutural circunscreve ocomplexo das rochas cristalinas, em forma dedomo, por meio de um arco, ou melhor, formando

Maack, R.


172

quase um ângulo reto com a abertura voltada paraleste, ângulo este, motivado por linhas de estruturageológica. As rochas cristalinas representam abase de deposição, truncadas por paleoplanos, paraos sedimentos paleozóicos e mesozóicos, não maisperturbados por movimentos orogênicos, de modoque ainda jazem em camadas horizontais oulevemente inclinados. As maiores elevações docomplexo cristalino acham-se no Estado doParaná. O pedestal cristalino cai abruptamentenuma marcante escarpa de falha ou em escadas defalhas, em direção ao mar (fig. 20, 21 e 24),causando assim o característico mais pronunciadona fisionomia da superfície dos Estados do Paranáe Santa Catarina, a saber, a separação em duasregiões naturais: a região litorânea e o planalto dointerior (Kuestenland und Binnenhochland).Pela posição não perturbada e pelo suavemergulho das chapas de sedimentos para NW, W eSW, no interior do Paraná e Santa Catarina,desenvolveu-se uma paisagem de degrausestruturais, através de toda extensão do planalto dointerior, coberto por camadas gonduânicas dopaleozóico e mesozóico. Cada degrau estruturalforma um arco ou ângulo reto, com a testa dirigidapara leste, abrangendo o complexo cristalinoabaulado em forma de domo, por exemplo, aescarpa devoniana no Paraná (Serrinha, Serra dasFurnas, etc.) e a escarpa triássico-jurássica (SerraGeral, Serra do Espigão e Serra da Esperança) emSanta Catarina e no Paraná (ANEXO II e perfisgeológicos).Enquanto que no Estado do Paraná, como tambémno de São Paulo, o litoral é uma faixa bastanteestreita, formando apenas uma zona de transiçãoou uma passagem para o oceano (4,8% dapopulação), o litoral no Estado de Santa Catarina,com as suas cadeias de elevações e vastasplanícies aluviais, abrange, aproximadamente, umterço da superfície do Estado e suporta, apesar doclima pouco propício – verão úmido e quente emalária – 71,5% da população (23,8 pessoas porquilômetro quadrado contra 4,8 no interior), sendoainda a região econômica mais importante doEstado.O motivo de considerar o Paraná, em primeiralinha, como Estado de planalto ou do interior, eSanta Catarina como região marítima, é a grandeescarpa do planalto brasileiro, já referida. Estedegrau, chamado Serra do Mar, corre comoescarpa de falha do sul da baia de Guaratuba paraSW. Mergulhando sob os sedimentos paleozóicose mesozóicos; no ápice da região tectônica da

bacia do Itajaí – aproximadamente em 27º de lat.sul e 50º15’ ao oeste de Greenwich – coberta pelapossante capa de sedimentos gonduânicos, declinaem ângulo agudo para SE, aproximando-senovamente da cuesta, agora como Serra Geral.Enquanto que a Serra Geral forma no planalto umdos mencionados degraus estruturais motivadospela erosão, no litoral ela cai abruptamente para ooceano – análogo a Serra do Mar no Paraná –como escarpa de falha ou escadas de falha, comvales tectônicos e mesetas isoladas diante daescarpa. Por este motivo, às camadas gonduânicasformam a parte sul do litoral de Santa Catarina,estendendo-se entre Laguna e Torres sobre aplataforma continental. Deve-se notar, porém, queas falhas diante e na Serra Geral nunca exibemgrandes diferenças de nível. Como a escarpa ou aborda (Randstufe) do planalto do interior recuoumuitas vezes das linhas de falhas pela ação daerosão, a extensão total da frente da Serra Geralem Santa Catarina tomou o caráter fisionômico deuma legítima escarpa, originada pela erosão.

B – PARANÁ (ANEXO II)

Cinco paisagens principais naturais podem serdistinguidas no Estado do Paraná, determinadaspela escarpa de falha e pela serra marginal(Randgebirge) do complexo cristalino, comotambém pelos degraus estruturais do devoniano edo triássico-jurássico:

1) O Litoral*, que abrange tanto as porções deabaixamento do complexo cristalino, com asenseadas de ingressão, como as recentesregiões de entulhamento marinho e terrestree as planícies de aluvião.

2) A Serra do Mar, com seu complicadotectonismo de falhas e zonas de maioreselevações das rochas cristalinas, formandouma serra marginal (Randgebirge), quesobrepuja os planos de nível do planalto dointerior.

3) O Primeiro Planalto, ou Planalto deCuritiba, que representa uma zona deeversão (Ausraumgebiet) entre a Serra doMar e a escarpa devoniana, zona que mostraum plano de erosão recente (jungeAbtragungsfläche) sobre um antigo troncode dobras o qual, por sua vez, é cortado aonorte pelos tributários do profundo vale dorio Ribeira, numa zona montanhosa recente.

* litoral = tradução dos termos “Kuestenland”e “Kuestenbergland”,abrangendo toda a zona desde a grande escarpa até ao mar.



173

4) O Segundo Planalto, ou Planalto de PontaGrossa, nitidamente limitado com ocomplexo cristalino do primeiro planaltopela escarpa bem modelada dos arenitosdevonianos que se encontram na base dachapa de sedimentos paleozóicos. Estaregião mostra planos de declive suavementeabaulados, outeiros ou paisagens de mesetasdas camadas gonduânicas.

5) O Terceiro Planalto, ou Planalto deGuarapuava, o qual é separado do segundoplanalto pela cuesta marcante das rochastriássicas ou jurássicas da capa, – arenitosSão Bento com o derrame de rochaseruptivas básicas – mostrando no seu planode declive (a encosta da escarpa) chapadas eplatôs dos lençóis de trapp da bacia doParaná e as mesetas e suaves ondulações dosarenitos suprabasálticos mais recentes.

1) O Litoral

O litoral do Paraná representa uma estreita faixamontanhosa que afundou por falhas do planalto,cujos vales antigos constituem as enseadas deingressão de Paranaguá e Guaratuba. As cadeiasde elevações e morros isolados desta paisagem sãolimitados, para o lado das enseadas e do mar, porextensas planícies de aluvião e pântanos, quemargeiam as enseadas de ingressão e que, terra adentro, abrangem também os funis de vales dosrios costeiros, como sinal duma maior extensão,não remota, da superfície das enseadas (fig. 1).Diante da cuesta emergem, no mar aberto, comoilhas rochosas abruptas, cúpulas e domos gnais-graníticos que jazem sobre a plataformacontinental. Ilhas rochosas deste tipo já foramligadas às extensas planícies arenosas litorâneasem grande número, pela acumulação desedimentação marinha e terrestre (fig. 48).O litoral é constituído, em sua maior parte, porgnaisses arqueanos do escudo primitivo Brasiliacom granitos intrusivos. Porém, rochasalgonquianas, como xistos micáceos, quartzitos,itabiritos, filitos, e calcáreos, também participamda sua constituição. São elas encontradasespecialmente na parte norte do litoral, no cursoinferior do rio Itaquí, e ao norte de Guaraqueçabaaté a região limítrofe com o Estado de São Paulo.Grandes blocos e lentes destas rochas, altamentemetamórficas, são observados igualmente nopróprio escudo gnáissico diante da Serra do Mar,assim entre Cacatú e Cachoeira, na bacia do rioCuritibaíba, e diante da própria Serra da Prata.

Diretamente sobre as rochas cristalinas antigasforam depositados, finalmente, os sedimentos nãoconsolidados do quaternário.Que a ruptura do litoral é, geologicamente,recente, ressalta tanto da disposição das escarpasde falha e das escadas de falha como dodesenvolvimento morfológico dos degraus, dasescadas (Staffeln) e dos blocos isolados. Segundotodas as observações, as falhas recentes tiveramlugar no percurso do terciário, tendo se iniciado,talvez, já no fim do cretáceo. Devem serrelacionados com o tectonismo dos Andes, peloqual se originaram, na orla continental leste,desequilíbrios e tensões na crosta siálica queproduziram zonas de afundamentos. Assim osvales de uma antiga superfície terrestre pre-terciária foram mergulhados no mar, constituindoatualmente as enseadas de ingressão da faixalitorânea. Compensadas as tensões tectônicasiniciaram-se, no quaternário antigo, isto é, nopleistoceno, processos de ascensões epirogênicas,que continuam na atualidade. O ritmo destasascensões pode ser observado nos níveis de erosãoantigos, planos de abrasão, cavas de ressaca e cliffs(falésias) ao longo das elevações litorâneas (fig.18), como também nas ilhas rochosas ligadas àsplanícies arenosas da cuesta e nas altitudes dosplanos de sedimentação marinha, tabuleiros. Osdois níveis de ascensão mais recentes seencontram a 1,30 e 3,50 m acima da maior maré(Springflutmarke). Níveis bem marcados de cliffs,cavas de ressaca e planos de abrasão observam-seentre 7,50 e 10 m, 19 e 21 m, 27 e 35 m, 50 e 65m, como entre 92 e 102 m e planos nítidos deerosão, ainda mais elevados, em 220 m. O nívelmais importante e mais pronunciado pode-seconstatar entre 50 e 65 m sobre o nível do mar(fig. 128).O desaguar dos riachos na planície litorânea,paralelos à cuesta, é determinado pelo acúmuloprogressivo dos sedimentos em direção SSW –NNE. Com isto não são dificultadas apenas asembocaduras dos rios sobre a praia, diretamente aomar, mas formações de cordões litorâneos(Nehrungen) obrigam os cursos d’água aprocurarem a sua foz sempre mais para o norte.Manguezais (Mangroven) margeiam todas aspartes internas e calmas das baias, como asembocaduras dos rios litorâneos, ainda no alcancedas marés. A praia está completamente livre dosmanguezais, apresentando uma planície arenosa,desprovida de vegetação, com um cliffs ou restinga

Maack, R.


174

de praia (Strandwall) como marca das marés de1,5 a 3 m de altura (fig. 129).Resumindo, as linhas gerais da constituiçãogeológica do litoral paranaense mostram três fasesorogênicas principais com concomitantes intrusõesplutônicas extensas sob forma de batolitos, stocksou facolitos:

1. No arqueano, um diastrofismo pre-oceânico, omais antigo que pode ser observado no litoralparanaense, caracterizado pelo tectonismo deintrusão e que abrangeu somente os gnaisses maisantigos, plagioclásio-biotita-gnaisses. Estediastrofismo pre-laurentiano, com intrusão demicroclina-biotita-granitito foi verificado tambémno Estado do Rio por A. R. Lamego, denominando-o “diastrofismo brasílico”.2. Um dobramento neo-arqueano (geralmentedenominado laurentiano) que perturbou novamenteo escudo gnáissico antigo, motivando agnaissificação das intrusões graníticas anteriores(gnais-granitos e pórfiro-granito-gnais).3. Um dobramento intensivo neo-proterozóico oupost-algonquiano respectivamente, com intrusõesbatolíticas e em áreas extensas, correspondendo àorogenia huroniano-penoqueana. A pressão dodobramento foi dirigida contra o escudo gnáissicoantigo, abrangendo principalmente sedimentosgeossinclinais, as rochas pre-cambrianas da sérieAçunguí, causando-lhes gnaissificação parcial(formação dos gnaisses mais recentes).

Durante o mesozóico (rético-liássico) originaram-se as fendas de tração pelas quais ascenderammagmas básicos. O terciário é uma época demovimentos tectônicos, durante os quais o litoralfoi imerso no mar. Movimentos epirogênicosdurante o quaternário produziam a multiplicidadedas formas morfológicas recentes da regiãolitorânea com vastíssima sedimentação,acompanhando o movimento negativo da praia.Por este motivo, encontra-se no perfil geológicosedimentos quaternários depositados direta ediscordantemente sobre as mais antigas rochasarqueanas.

2) A Serra do Mar

A Serra do Mar não representa no Paraná apenas odegrau entre o planalto do interior e o litoral, masconstitui uma serra marginal bem marcada que seeleva de 500 a 1000 m sobre o nível geral doprimeiro planalto. Ela é repartida, por conjuntos deblocos altos e baixos, em maciços diversos, osquais receberam denominações regionais

especiais. Os blocos mais elevados exibem os seuspontos culminantes sempre para NE, diminuindoem altura par SW.O primeiro bloco de montanha isolado que sesalienta é a Serra Capivari Grande (1694-1716 m,fig. 21 e 26). Deste bloco para o norte até o valedo rio Ribeira não se nota outra cadeia altamarginal que pudesse ser designada por “Serra doMar”. É esta a região em que se estende a sérieAçunguí algonquiana para a zona litorânea, umaregião que geológica e geograficamente ainda nãofoi estudada.Ao sul da Serra Capivari Grande eleva-se sobre odegrau o Guaricana, em bela forma tronco-cônica,com 1551 m de altitude s.n.m. (fig. 26). Começadepois no maciço da Serra Ibiteraquire (SerraVerde) a zona de maiores elevações da Serra doMar no Paraná. Neste maciço, o autor verificou oscumes mais elevados representados pelo PicoParaná com 1965,6 m e o Pico Caratuba com 1939m (fig. 19). Na parte média da Serra Ibiteraquire(Serra Verde ou Serra dos Órgãos) vê-se o PicoCiririca com paredões abruptos, originados pelasfalhas, até 1781 m e a Agulha da Cotia até 1521 ms.n.m. (fig. 20 e 21).Ao sul de um bloco baixo, da Serra São João, comcotas entre 930 e 1002 m, ressalta-se, um poucoafastado da frente da Serra Ibiteraquire, a Serra daGraciosa, com escarpamento de falha a pique comdois degraus em diferentes alturas (Staffeln ouescadas de falha). A partir do Alto da Graciosa,com 1472 m, este bloco de serra perde em altitudepara SW, mostrando na Serra da Farinha Seca1184 e 1123 m s.n.m. (fig. 1). Separado pelo valetectônico do rio Ipiranga eleva-se, novamente apósum bloco baixo de 884-1001m, avançando muitopara diante, mas sempre na direção geral da frenteda serra NE-SW, o alto maciço da Serra Marumbicom o pico Marumbi (1547 m, fig. 20 e 23).Desaparece, aqui, a serra marginal, e o planaltotermina bruscamente, caindo numa escarpa de1000 a 1100 m de altitude diretamente para olitoral, ocasião na qual algumas cadeias de serrasramificam-se da escarpa, avançando grandesdistâncias para a região litorânea (serras da Igreja,das Canavieiras e da Prata). Além da zona deCastelhanos, onde o primeiro planalto estende-seentre os profundos vales dos rios São João eArraial com algumas elevações graníticas, começaa cadeia marginal da Serra do Mar somente naSerra Araçatuba (fig. 17 e 25) e na Serra Iqueririm(1450 m). Diante da parte sul da Serra do Mardesenvolvem-se algumas cadeias de montanhas



175

paralelas, separadas da escarpa principal por valesde linhas de falhas. Nesta região são freqüentes osfenômenos de captação das cabeceiras dos rios doplanalto pelos rios da testa da Serra do Mar.Os altos maciços da Serra do Mar, como os picosParaná e Marumbi, são constituídos por granitos egranito-pórfiros mais recentes, huronianos. NaSerra da Graciosa descansa ainda, emdeterminados lugares, a capa dos gnaisses antigossobre os granitos mais recentes. Um stock dequartzo-(riolito-)pórfiro, provavelmente daorogenia caledoniano-taconiana, atravessa osgranitos penoqueanos, no Pico Caratuba. Osflancos dos maciços graníticos mais altos sãoconstituídos de granulitos claros e gnaisseslenticulares de granulação grossa. Ao sul da SerraMarumbi predominam rochas xistosas altamentemetamorfizadas tais como micaxistos, gnaisses deinjeção, paragnaisses e quartzitos com magnetita(quartzito-itabiritos metamorfizados). Nas serrasAraçatuba e Iqueririm reaparecem as massasintrusivas dos granitos mais recentes, igualmenteprovidas da capa gnáissica ou incluindo blocos degnais. As linhas e planos de falha recentes, outerciários respectivamente, constituem doisfalhamentos longitudinais rumo N 25ºE e N60ºE,que se cruzam em ângulo agudo. Falhastransversais correm paralelamente aos diques dediabásio antigos na direção N45ºW. Restos deantigos peneplanos bem pronunciados cortamníveis em forma de platôs nas serras Graciosa eIqueririm entre as cotas de 1400 e 1450 m (fig.20,24 e 25). A Serra Ibiteraquire caracteriza-se portruncaturas de paleoplanos no mesmo nível entre1400 e 1450 m e, especialmente, por escadas depiedmonte (Rumpftreppen) entre 1750 e 1850 m,como também por planos de erosão entre 1100 e1200 m e 850 até 950 m (fig. 22). Um perfiltopográfico, tomado do pico Marumbi, elucidamelhor as formas da grande escarpa da serramarginal (fig. 1).

3) O Primeiro Planalto

O primeiro planalto entre a Serra do Mar e odegrau estrutural mais a leste dos sedimentospaleozóicos, dispostos quase horizontalmente, - daescarpa devoniana – mostra, numa extensão de 75km, altitudes notavelmente uniformes de 850 a950 m duma paisagem, suavemente ondulada, complanícies de sedimentos fluviais e paludais doquaternário recente, jazendo diretamente sobre asrochas cristalinas antigas (ANEXO II; fig. 1).

As rochas cristalinas, gnaisses levemente dobradoscomo tecto sobre ou, fortemente dobrados, comoblocos entre granitos post-algonquianos(hurinianos-penoqueanos) e caledonianos da fasetaconiana, formam o pedestal do primeiro planaltodesde a serra do Mar até ao oeste de Curitiba.Depois o escudo gnáissico antigo é cortadodiscordantemente, na direção de N40º-60ºE, pelasrochas algonquianas da série Açunguí – filitos,calcáreos e quartzitos – que constituem o primeiroplanalto até o vale do rio Ribeira profundamenteentalhado. Para oeste as camadas algonquianas,com granitos intrusivos e quartzo-pórfiros deCastro, mergulham sob o arenito das Furnas eo-devoniano, constituindo o pedestal da escarpa. Aparte sul do primeiro planalto é somente poucoconhecida geologicamente. Possivelmente seencontram aí extensas regiões de gnaisses maisrecentes, como se observam a oeste de Curitiba,entre Passa Una e Campo Largo.A superfície do primeiro planalto cortaregularmente as rochas arqueanas e algonquianascom seus granitos e granito-pórfiros intrusivos. Nopedestal da escarpa devoniana encontra-se o nívelsuperior das rochas cristalinas 200-300 m maisalto do que no primeiro planalto, entre as cotas de1120 e 1140 m, onde elas são cortadas por umpeneplano paleozóico, ainda conservado sob ascamadas protetoras. O peneplano predevonianoinclina-se suavemente com 0º30’ para SW e W.Prolongado para leste, este peneplano corta a Serrado Mar entre altitudes de 1450 e 1550 m s.n.m.,num nível caracterizado pelos restos de antigospeneplanos na serra marginal (fig. 20, 22, 24 e 25).Por baixo desta linha de nível do paleoplano,suavemente inclinado, as rochas entre a Serra doMar e a escarpa devoniana foram expostas pelaerosão causada pelos rios subseqüentes eobseqüentes e removidas lateralmente pelos riosprincipais de declive, de modo que o atualprimeiro planalto representa uma zona de eversãocom um nível de denudação recente sobre umantigo tronco de dobras. Do norte, este plano dedenudação recente é retalhado pelos afluentes doprofundo vale do Ribeira (145 m s.n.m., emParanaí), com sua base de erosão, pouco distante,no oceano Atlântico, e transformado numa regiãomontanhosa recente, cujas linhas de cristasainda se encontram no nível do primeiro planalto(fig. 28).

Maack, R.


176

Como zonas de maior resistência – hogbacks* –elevam-se sobre o nível geral do primeiro planaltocabeços de estratos de quartzitos e calcáreos dasérie Açunguí, constituindo longas cadeias deelevações íngremes como, por exemplo, a SerraOuro Fino, com 1025-1150 m, a Serra da Bocaina,com 1200-1300 m, a Serra do Canha ouParanápiacaba, com 1200-1300 m, a Serra Piraí,com 1080-1150 m (fig. 30 e 31).Nas colinas de Curitiba jazem depósitos de argilasesverdeadas, roxas e pardo-avermelhadas, com 5 a20 m de espessura, e faixas de seixos fluviaisgrossos e de cascalho fino (fig. 122). Na literaturageológica, estes sedimentos são consideradoscomo terciários de Curitiba, mas também sãoreferidos como depósitos quaternários. A diminutadiagênese destas argilas e seixos faz supor, comomais provável, uma idade pleistocena. A istocorresponde também a sua posição sobre osouteiros, aproximadamente 40-60m sobre o níveldos sedimentos soltos do quaternário recente. Estadiferença de altitude está de acordo com o nívelprincipal dos sinais das ascensões epirogênicas nolitoral desde o quaternário antigo.Também no primeiro planalto encontramos asmesmas fases de intrusão e dobramento orogênicocomo no complexo cristalino do litoral e na Serrado Mar, a saber:

1. A orogenia neo-arqueana ou laurentiana comgranitos antigos, tendo abrangido exclusivamentegnaisses antigos, com a orientação de N 60º-70ºE.2. O dobramento huroniano com granitospenoqueanos que atingiu principalmente ascamadas algonquianas, tendo fornecido os granitosmais recentes em forma de domos elevados naSerra do Mar. A direção deste dobramento, na parteleste, se adapta à do escudo gnáissico antigo comN60ºE, porém, de um modo geral, desenvolve-serumo N40ºE.3. A fase taconiana da orogenia caledoniana comgranitos, granito-pórfiros e quartzo-pórfiros, cujaslinhas de dobras percorrem a direção geral deN20º-30ºE.

Uma falha antiga com uma brecha de falha cortaas dobras post-algonquianas diante da Serra OuroFino, rumo N40ºE. Terraços nos vales e erosão fluvialrejuvenescida provam processos de ascensãoepirogênica também no primeiro planalto.

4) O Segundo Planalto

* como “Schichtkopf-Relief”.

Os sedimentos paleozóicos do devoniano e dascamadas gonduânicas, que caracterizam o segundoplanalto, além de uma suave curvatura côncavapara oeste em direção à bacia do Paraná, nãosofreram perturbações orogênicas. Constituem,pela sua posição suavemente inclinada, umapaisagem de degraus estruturais típica, com astestas das escarpas voltadas para leste (fig. 32).O segundo planalto é limitado com o primeiro,formado de rochas cristalinas, pela escarpadevoniana e com o terceiro planalto pela escarpatriássico-jurássica (fig. 38 e 41). As altitudes datesta da escarpa devoniana oscilam entre 1090 e1200 m. Diante da escarpa triássico-jurássica asaltitudes sobre o nível do mar variam de 750 até775 m, com cortes de vales na entrada da escarpacom 445 m de altitude no rio Ivaí, 490 m no rioTibagí e 735 m no rio Iguaçu. Todas as camadasdesde o devoniano até o jurássico denotam umasuave inclinação para oeste, à bacia do Paraná epara norte em direção ao rio Paranapanema (fig.37). Na disposição total das camadas do segundoplanalto reflete-se uma suave anticlinal, oumelhor, um abaulamento, em forma de domo, docomplexo cristalino, cujo eixo principal éorientado aproximadamente dos saltos das SeteQuedas em direção E até SE. Tanto as camadasdevonianas como as gonduânicas jazem sobre umpeneplano antigo, bem formado que, na região doParaná, representou um suave declive litorâneoprimitivo.O rio de declive principal do Paraná, o rio Iguaçu,ingressa na escarpa devoniana por um boqueirão(Durchbruchspforte) epigenético numa altitude de855 m s.n.m. O rio Tibagí, com as suas várzeas deinundação e meandros no curso superior (fig. 123),avança para o primeiro planalto apenas porintermédio dos seus tributários, os rios Pitanguí eIapó. O rio Iapó transpõe a chapa do arenito dasFurnas por um pitoresco boqueirão de regressão,continuando em forma de cañon de 250-300 m deprofundidade (fig. 33). Todos os rios principais dosegundo planalto entram na escarpa triássico-jurássica por imponentes boqueirões epigenéticos(fig. 38 e 41). Disto se conclui que os principaissistemas fluviais do Paraná são mais antigos doque a atual paisagem dos degraus estruturais, aqual apenas foi modelada pelo aprofundamento doantigo sistema hidrográfico em conseqüência daerosão. Especialmente na região do segundoplanalto os rios mostram um rejuvenescimento dosseus vales motivado pela ascensão epirogênica.Todos os rios possuem numerosas corredeiras e



177

quedas. Terraços nos vales e níveis de erosão (fig.109 e 113) estão de pleno acordo com o ritmo deascensão verificado na cuesta.Como fenômenos notáveis de um vulcanismotriássico superior ou post-triássico ocorremsistemas paralelos de diques de rochas eruptivasbásicas, orientados na direção NW, quedeterminam o aspecto topográfico da superfície doterreno. Ao longo destes diques ou paralelamenteàs linhas de estrutura antigas podem serobservadas, no devoniano, falhas limitadasregionalmente rumo NNE (N28ºE), NW (N45ºW)e N–S com diferenças de nível de 80 a 180 m.Na parte oeste do segundo planalto sedesenvolvem fileiras de montanhas isoladas comcapas de arenito Botucatu e largos diques dediabásio nas linhas de cristas, paralelas ao vale doIvaí e à Serra da Boa Esperança como, porexemplo, nas serras dos Porungos, da Apucarana edos Mulatos (fig. 37).

5) O Terceiro Planalto

O terceiro planalto representa o plano de decliveou a encosta da escarpa da Serra Geral no Paraná,idêntica à Serra da Boa Esperança ou à escarpatriássico-jurássica respectivamente. Os formadoresda escarpa são os bancos de arenito São Bentoinferior ou Botucatu com lençóis de trappresistentes na capa, os quais, na frente da escarpa,apresentam a espessura de 50-200 m.Os vales dos rios Ivaí, Piquirí, Iguaçu e Tibagídividem o terceiro planalto em quatro blocosprincipais:

1. O bloco norte do planalto de Apucarana queinclina de 1100 m de altitude, na escarpa (Serra daBufadeira), numa extensão de 150 km, até 290 mno rio Paranapanema e numa extensão de 240 kmpara oeste até 235 m de altitude no rio Paraná;2. O bloco médio do planalto do Campo Mourão(650 m), que tem na testa da escarpa, na Serra daBoa Esperança, num percurso de 265 km, umdeclive de 1100 m de altitude para 225 m no rioParaná;3. O bloco sul do planalto de Guarapuava, com1220 m na testa da escarpa, atingindo 550 m nasserras Boi Preto e São Francisco, onde caiabruptamente numa cuesta à 350 m, mostrando naborda do cañon do rio Paraná 197 m s.n.m.,enquanto que o rio corre no cañon 94 m maisbaixo, tendo a água, no nível baixo, umaprofundidade de 40-50 m. Portanto, a base docañon se encontra apenas 45 e 49 m s.n.m;

4. A parte nordeste do terceiro planalto deAraíporanga (ex-São Jerônimo), estende-se entre osrios Tibagí e Itararé. É relativamente baixa edesdobrada, pelos rios das Cinzas, Laranjinhas eCongonhas, numa série de mesetas e platôspequenos. A parte do platô mais elevada tem umdeclive desde a Serra da Boa Esperança, ao sul deAraíporanga, de 1150 m até 300 m para o rioParanapanema. A leste do rio Congonhas, comotambém entre os rios Laranjinhas e das Cinzas,algumas mesetas isoladas, avançando para o sul,mostram ainda cotas de cerca de 800 m;geralmente, porém, as latitudes desta paisagem deplatôs estruturais oscilam entre 300 e 650 m.

A zona do planalto de Palmas (1117 m) –Clevelândia (975 m), ao sul do rio Iguaçu,pertence ao plano de declive de Santa Catarina,formando no setor paranaense o declive do divisorde águas Iguaçu-Uruguai (Serra da Fartura) para ovale do rio Iguaçu, diminuindo a latitude de 1150m para 300-700 m. Sob o ponto de vistamorfológico o ingresso do rio Tibagí no terceiroplanalto é de especial interesse.A constituição geológica do terceiro planalto érelativamente simples. Sobre os horizontescoloridos da formação Esperança e as camadasvermelhas, areno-argilosas do grupo Rio do Rasto,constituintes do pedestal da Serra da BoaEsperança, ou da escarpa triássico-jurássicarespectivamente, começa, em toda a sua extensão,com uma discordância de erosão, o arenitoterrestre Botucatu da série São Bento comparedões e alguns degraus, protegidos por lençóisde rochas básicas, diabásios, diabásio-porfiritos,meláfiros amidalóides ou também andesitosaugíticos (fig. 38, 40 e 41).Os poderosos lençóis de rochas eruptivas básicasalcançam uma espessura medida de 450-600 m,sem, contudo, ter sido observada a base dosmesmos. Estas camadas básicas ocupam toda aextensão do terceiro planalto, deixando exposto oarenito Botucatu em alguns vales do bloco nortedo planalto de Apucarana.No bloco norte do planalto de Apucarana, já aleste do rio Pirapó, em Sabaudia, jazem arenitosvermelhos supra-trapp, restos do arenito SãoBento superior ou Caiuá. A oeste de Maringá ascamadas eruptivas mergulham, numa altitude deaproximadamente 600 m, sob uma chapa extensade arenito Caiuá a qual avança, nesta região, emforma de língua do rio Paraná para leste,desenvolvendo-se ao longo do rio Paraná nalargura total do bloco norte do planalto. A camada

Maack, R.


178

dos arenitos vermelho-castanho-escuros atinge até270 m de possança sem, contudo, seremobservadas nos planaltos do Paraná as rochascalcáreas cinzentas típicas da série Bauru cretácea,na base ou intercaladas no arenito.No segundo bloco do planalto do Campo Mourão,o arenito Caiuá ocupa a largura total ao longo dorio Paraná, entre os rios Ivaí e Piquirí, avançandoigualmente em forma de língua larga para lestesobre os lençóis eruptivos básicos. A chapa doarenito vermelho supra-trapp desapareceaproximadamente a 8 km a oeste de CampoMourão, porém, a sudeste desta localidade, nodivisor de águas entre os rios Cantú e Corumbataí,forma a capa de muitas mesetas e de pequenosplatôs, com uma espessura de 20-60 m.No terceiro bloco do planalto de Guarapuava, oarenito Caiuá encontra-se apenas numa pequenaárea, ao sul da foz do rio Piquirí, terminando a 4km ao norte de Guaíra. O arenito Caiuá aflora novale do rio Ivaí, imediatamente abaixo dacorredeira de Ferro e no vale do rio Paranapanemaalém da corredeira do Diabo (fig. 114 e 115).O aspecto da paisagem do terceiro planalto édeterminado pelas formas de mesetas e platôsrecortados do nível geral dos lençóis eruptivos(fig. 2). As linhas de serras mencionadas até agoranos mapas não ultrapassam o nível geral do platô,mas representam realmente chapadas ou linhasdivisoras de água, levemente arredondadas, nonível do plano de declive.Na parte inferior do vale do Ivaí encontram-seantigos terraços e bancos de conglomeradosquaternários. Largos pantanais e várzeas deinundação de muitos quilômetros, comsedimentação paludal do quaternário recente,marginam o rio Paraná, o qual forma no seupróprio leito, ilhas instáveis, com material dedecomposição, a saber, material rolado e areiasrecentes. No salto das Sete Quedas, em Guaíra, oAlto Paraná, com uma largura de 4 a 5 km,precipita-se num cañon de 80 a 100 m de largura,num percurso de 45 km, da cota de 220 m para ade 105 em Porto Mendes (fig. 42 e 45). A potêncianatural da massa de água precipitada nos saltos eno cañon estreito é calculada para o nível baixo deágua de 6 a 8 milhões HP e para o nível alto de 18a 20 milhões HP.O cañon do rio Paraná (fig. 45) é uma formaçãogeológica de idade pleistocênica até recente. Ocurso quaternário antigo abandonado do rio Paranápode ser observado hoje 90 m mais alto a leste docañon, com seus sedimentos fluviais e várzeas de

inundação, desde Guaíra, até ao sul do rio SãoFrancisco. Estes sedimentos fluviais e várzeas deinundação eoquaternários até recentes sãoatravessados pelos tributários menores do rioParaná e retalhados tão profundamente queatualmente se encontram muito acima do nível dosvales destes rios. Todos os pequenos riosdespencam abruptamente para o cañon do rioParaná, amontoando nas gargantas de embocaduraaltos cones de areias que jazem sobre saliênciasdas chapas de lava em forma de terraços (fig. 109).Os rios lançam-se em saltos ao cañon do rioParaná, conforme o volume dos rios, ainda naprópria parede do cañon ou mais ou menosafastados. Conseqüentemente, as quedas do rioSão Francisco (a 4 km) e os famosos, majestosossaltos do rio Iguaçu (a 21 km) encontram-se maisafastados do cañon. A queda principal do “SaltoSanta Maria” precipita-se na garganta do Diabo,em dois degraus de cerca de 3 e 69 m,respectivamente num total de 72 m, sobrediabásio-porfiritos laminados, capeando diabásiosintersticiais e meláfiros amidalóides comheulandita. A potência útil dos saltos do rio Iguaçué avaliada em apenas 300.000 HP, não atingindo,portanto, a das cataratas de Victória na África doSul e nem a do Niagara (fig. 46 e 47).

C – SANTA CATARINA

Também em Santa Catarina, como no Estado doParaná, o acidente geográfico mais notável é agrande escarpa terminal do planalto do interiorcom a destacada serra marginal, que desempenhaum papel especial como elemento na formação dapaisagem. Em virtude disto, distinguimos asseguintes regiões principais:

1) O Litoral*, com as enseadas de ingressãode São Francisco, Porto Belo e Laguna (fig.49), representando, como no Paraná, umaparte afundada do complexo cristalino eformando a continuação direta do litoralparanaense. Em Santa Catarina, porém,observa-se articulação mais movimentada decadeias e grupos de montanhas pelodesmembramento da Serra do Mar, para osul, e maior extensão do litoral para oeste,com planícies de sedimentação marinha eterrestre muito mais vastas, como tambémconstituição geológica mais variada.

* litoral = tradução dos temos “Kuestenland”e “Kuestenbergland”,abrnagendo toda a zona desde a grande escarpa até ao mar.



179

2) A paisagem da escarpa marginal(Randstufen-Landschaft) do planalto dointerior, que em Santa Catarina não abrangeapenas a escarpa de falha da Serra do Mar,mas também a Serra Geral com as camadasgonduânicas, dispostas horizontalmente,transgredindo sobre o pedestal cristalino,sendo a Serra Geral igualmente atingida pelotectonismo do falhamento terciário.

3) O plano de declive do planalto dointerior, sobre o qual se estende rumo NNWaté Porto União a Serra Geral, como degrauestrutural bem pronunciado, na escarpatriássico-jurássica, aqui denominada Serrado Trombudo e Serra do Espigão. Diantedesta cuesta jazem as camadas gonduânicasmenos resistentes, desde os depósitosglaciais do grupo Itararé (carboníferosuperior), até as camadas de coloraçãovariegada do grupo Rio do Rasto da sériePassa Dois (permiano superior). Esta partedo plano de declive do planalto de SantaCatarina representa uma continuação diretado segundo planalto do Paraná, enquantoque a região, coberta pelos lençóis eruptivosaté a borda do degrau da Serra Geral,corresponde ao terceiro planalto do Paraná.

1) O Litoral

Ao sul do limite do Estado do Paraná prolongam-se as planícies d’aluvião, originadas pelaacumulação de sedimentação marinha e terrestredo quaternário recente, até o Rio Grande do Sul,mostrando freqüentemente ilhas rochosas aterradascomo cúpulas isoladas (shantungs) do complexognais-granítico antigo. As planícies pantanosasmais recentes avançam para o interior,acompanhando os vales dos rios.Na constituição geológica de Santa Catarina nãoocorrem, como no Paraná, apenas as rochascristalinas do escudo gnáissico com seus granitosintrusivos e as rochas algonquianasmetamorfoseadas, mas também formaçõespaleozóicas mais recentes do cambriano ousiluriano, vastamente distribuídas. Capas decamadas gonduânicas formam blocos de platôs emesetas isolados diretamente sobre oembasamento cristalino. Particularmente, a partesul do litoral é constituída por camadasgonduânicas que continuam sobre a plataformacontinental.A Serra do Mar, que se conserva integral noParaná, já ao sul da escarpa da falha íngreme daSerra Iqueririm (1450 m) acha-se desmembrada

em grupos de montanhas isolados paralelos, comaltitudes de 300 a 600 m, sobre as quais cortamrestos de uma antiga peneplanície, anteriormenteunida (fig. 54 e 57). Ao sul de Penha, o escudognáissico antigo é limitado por uma formaçãoxistosa, fortemente inclinada, dirigida para N60-70ºE. Restos desta formação xistosa antiga defilitos pre-cambrianos e quartzitos itabiríticos(com magnetita e manganês) ocorrem já à oeste deJoinville. Pertence esta formação aos xistoscristalinos algonquianos, filitos, quartzitos ecalcáreos da série Brusque, que formam a cuestaaté aproximadamente 4 km ao sul de Cabeçudas,como também um pouco mais para o sul, em PortoBelo. Terra a dentro, a série Brusque acompanhaespecialmente o vale do rio Itajaí-Mirim (fig. 58).Ao sul de Queçaba (ex-Terezópolis) e a leste deAnitápolis ainda ocorrem as camadasalgonquianas. São cortadas discordantemente poruma formação de xistos mais recente semi-metamorfoseada, orientada no rumo N20ºE e que,às vezes, se apresenta apenas suavementeondulada ou ainda quase horizontal. Ambasformações mergulham, já no litoral, sob ascamadas gonduânicas. A formação de xistos maisrecente alcança o vale do rio Itajaí-Açú, emGaspar, acompanhando-o, rio acima, até Ibirama(ex-Hansa Hamônia); estende-se para NE até ovale do rio Luiz Alves. A formação Itajaí observa-se também ao sul de Queçaba, na região dascabeceiras do rio Capivari, em São Bonifácio,onde aflora nos vales dos riachos, em jazimentolevemente perturbado, capeando os outeiros poucoelevados muitas vezes quase horizontalmente (fig.62, 63 e 80 a 83).Seguindo-se o vale do Itajaí-Açú mais acima (fig.55 e 62), em direção a Rio do Sul (324 m) atinge-se, no alto dos paredões dos vales, o peneplanopre-gonduânico, que aí corta granitos e granito-pórfiros caledoniano-taconianos, numa altitude de350 e 420 m s.n.m. (fig. 3).Aproximadamente 5 km a leste de Rio do Sul, openeplano do embasamento granítico mergulhasob as camadas glaciais do grupo Itararé. A oestede Rio do Sul e na região das nascentes do rioItajaí-Mirim, mesetas predominam na paisagem(fig. 4).A seqüência total das camadas das rochascristalinas e dos sedimentos gonduânicos écortada, como no Paraná, por diques de diabásiopost-triássicos em direção N45ºW e injetada porplutonitos básicos, gabros e dioritos, da mesmaidade.

Maack, R.


180

A formação de xistos mais recentes da série Itajaífoi anteriormente designada pelo autor comocamadas de Anitápolis, baseando-se numacomunicação relativamente à ocorrência emardósios escuros desta formação de um anelídeofóssil do tipo siluriano superior “Oliveiraniasantacatharinae”, descrito por Carlota JoaquinaMaury. Nesta ocasião não eram ainda conhecidasas relações desta formação de xistos mais recentescom a série Itajaí, a qual, naquela época, constavacomo equivalente à série de Minas (MAACK,1937, p. 12). Entretanto, o autor examinou nopróprio lugar os “ardósios” de Anitápolis,verificando tratar-se indubitavelmente de varvitosescuros do grupo Itararé. Além disto, revelaramlevantamentos e as últimas pesquisas a identidadeda formação dos xistos mais recentes com a sérieItajaí, assunto que será oportunamente tratado commais detalhes.Tão logo atingidas as regiões das camadasgonduânicas nos vales dos rios do Sul, do Braçodo Norte ou também do Itajaí-Mirim, orientadosparalelos à escarpa, ressaltam os vales de baselarga, evidenciando, pela sua disposição queseguem, as linhas tectônicas (ver Mapa em anexoIV do artigo original – vol. 2, 1947, fig. 1 e 2).Acompanhando a constituição geológica do litoral,de Cabeçudas para o sul, observa-se novamente,em Porto Belo, gnaisses antigos com granitosintrusivos. Perto de Camboriú jazem blocoscalcáreos, altamente cristalinos – mármore –incluídos por granitos em Toca Viola e no vale dorio Macaco. Depois de ter atravessado mais umavez faixas da série Brusque, em Porto Belo e novale do rio Tijucas, observa-se, até ao sul deLaguna e, terra a dentro, até Orleans,exclusivamente gnaisses, gnais-granitos e granitosmais recentes, tendo nos flancos das colinas restosde camadas glaciais do grupo Itararé,freqüentemente com disposição perturbada. Osúltimos testemunhos da Serra do Mar circundam abaia de Laguna e mergulham ao sul e oeste sob ascamadas gonduânicas (fig. 50 e 94).No complexo cristalino verificam-se as orogeniasarqueano-laurentiana, huroniana e caledoniana,cujas linhas de dobras são cortadas uniformentepelo paleoplano pre-gonduânico (fig. 54, 57, 60 e61). Relacionados com o dobramento caledoniano-taconiano das formações de xistos mais recentesda série Itajaí ocorrem, além dos plutonitos ácidos,também os respectivos vulcanitos – quartzo-pórfiros – e, como evidência do mais recentevulcanismo cretáceo, verificam-se, perto de

Anitápolis, magmas ricos em sódio, nefelina-sienitos e fonolitos (apatita-piroxenitas emagnetita) com fenômenos hidrotermais em caldasa oeste de Cambirela e em Guarda.O terciário é caracterizado por acentuadosmovimentos tectônicos, deslocações na bordacontinental, que produziram no litoral falhaslongitudinais e transversais de pequena diferençade nível (Sprunghöhe). Os vales afundados e asilhas rochosas da plataforma continental sãoligados de novo ao continente pela sedimentaçãomarinha e terrestre ocasionada pela ascensãoepirogênica. Entre Imbituba e Laguna e,particularmente, entre Urussanga Velha e rioAraranguá são levantadas pelo vento dunas deareias movediças. Um grande campo de dunasencosta-se, ao sul do rio Araranguá, ao morro dosConventos (83 m), uma meseta de camadasvermelhas da formação Rio do Rasto, donde umcordão litorâneo (Nehrung) obriga este rio a correrem direção norte. Com este grande cordãolitorâneo começa a cuesta de liman típica do BrasilMeridional que se prolonga até o Uruguai (fig. 51,53 e 133). Extensas lagunas atrás das dunas ecarcaças de navios, que avançam terra a dentro,documentam a velocidade do efeito de arear nestazona costeira. As planícies areadas e encharcadasnão circundam apenas as enseadas de ingressão,mas também preenchem largos vales entre ascadeias montanhosas. Assim, a paisagem litorâneado Paraná e Santa Catarina se apresenta comoantiga cuesta típica em rias que, apenas há pouco,desenvolveu a orla dos mencionados limans ecordões litorâneos com campos de dunas outambém restingas (Strandwälle) com vegetação aoredor das lagunas isoladas.Como no Paraná, também diante da cuesta deSanta Catarina observam-se pequenas ilhasrochosas isoladas de gnais e granito, na plataformacontinental, emergindo abruptamente do oceano. Ailha Santa Catarina (Florianópolis-Desterro)representa um arquipélago de ilhas gnáissicasmaiores com intrusões graníticas mais recentes,ilhas estas ligadas entre si pela sedimentaçãomarinha. Também aqui e na praia dos Inglesesforam levantadas pelo vento dunas de areiamovediça, isolando uma grande laguna do oceano.Nas planícies de sedimentação recente da ilhaSanta Catarina estendem-se vastos pântanos. Ossinais principais do levantamento epirogênicocorrespondem ao ritmo observado no Paraná, asaber, 1,30 m , 3,50 m, 7,50 m a 10 m, 27 a 35 m,50 a 60 m, 92 a 102 m e acima (fig. 48 a 50).



181

2) A paisagem da escarpa marginal(Randstufen-Landschaft)

O pedestal gnáissico com granitos intrusivosantigos e mais recentes, constituindo a zona daescarpa de falha e a serra marginal da Serra doMar no Estado do Paraná, com elevações até 1965m, desvia como escarpa contínua ou borda doplanalto do interior, na Serra Iqueririm,repentinamente para SW. A escarpa é denominada,quando constituída pelo complexo cristalino, SerraSão Miguel. A testa da escarpa atravessa-se noperfil Joinville – Campo Alegre ou Serra Alta,entre 850 e 960 m s.n.m., sendo que algumaselevações ultrapassam a borda da escarpa de falha,atingindo 1100 a 1200 m de altitude. Neste perfilencontram-se, acima dos gnaisses e granitosantigos, até a cota de 850 m, rochas metamórficas,quartzitos e filitos da série Brusque algonquiana e,em 900 m, em disposição discordante, camadas deuma formação mais recente, arenitos, filonitos ecamadas várvicas que lembram, à primeira vista,as camadas da série Itajaí, revelando-se, porém,depois de exame mais minucioso, ser camadasglaciais do grupo Itararé, perturbadas etransformadas pelo metamorfismo dinâmico e decontato (fig. 117). Ao sul da serra Iqueririm, omaciço cristalino da Serra do Mar se desfaz emcadeias e grupos montanhosos isolados; as rochascristalinas, finalmente, constituem somente opedestal da grande escarpa, desaparecendo sob ascamadas gonduânicas.Com o aparecimento das camadas gonduânicas,como novo elemento morfológico, no ângulonoroeste do rio Itajaí do Norte, predominam napaisagem formas de platôs e mesetas. A partirdeste ponto, a escarpa aproxima-se, em direçãoSE, novamente da cuesta como Serra Geral, dianteda qual situam-se escarpas de falhas, platôs emesetas isoladas de camadas gonduânicas. A parteda escarpa, denominada Serra Geral, recuou jámuito em conseqüência da erosão das linhas defalhas, revelando, por este motivo,pronunciadamente o caráter fisionômico de umlegítimo degrau estrutural (fig. 64 e 65).A Chapada da Boa Vista (1100 a 1240 m) e, maisa oeste, a meseta de Faxinal Preto, representamescadas de falha (Staffeln) de camadasgonduânicas, levantadas em forma de pilar (horst),inclinadas para SW e isoladas da escarpa principalpor vales de linhas de falha. As falhas

longitudinais, difíceis de verificar, acham-sedirigidas no rumo N50-60ºE. Porém, o grandenúmero das falhas transversais predominantespode ser, facilmente, seguido, apesar delasacusarem, muitas vezes, apenas alguns metros dediferença de níveis (Sprunghöhen). Estas falhastransversais que se desenvolvem nas direçõesN290ºW (magn.) e N320-340ºW, freqüentementecruzam-se, formando blocos em forma de cunha.As diferenças de nível das falhas foram medidasna maior parte com 40 m, 70 m, 90 m e, rarasvezes, com 300 m (fig. 116 a 119).A parte sul da grande escarpa corre na direçãoNNE – SSW, denominada regionalmente de Serrado Tubarão, Serra do Rio do Rasto e Serra doOratório. A testa da escarpa encontra-segeralmente na cota 1250 a 1400 m.Algumas mesetas em forma de pilar (horst)elevam-se sobre a borda do planalto do interior,atingindo 1600 a 1700 m ou mesmo até 1870 m dealtitude, ultrapassando, assim, o nível geral doplanalto e igualmente a testa da escarpa. EmLomba Alta (923 m) ergue-se o Morro doTrombudo, morro de testemunho, até a altitude decerca de 1200 m s.n.m., e 10 km mais ao sul,destaca-se o horst do Morro da Boa Vista comomeseta com 1810 m s.n.m. Junta-se ao sul deLomba Alta e a leste de São Joaquim a zona dasmaiores elevações da Serra Geral, com mesetas eplatôs de 1600 e 1700 m, entre os quais salienta-seo Morro da Igreja, num horst maciço, com 1870 mde altitude, figurando até agora como pontoculminante do sistema orográfico de SantaCatarina. É provável que, ao norte do Morro daIgreja, no Campo dos Padres, existem elevaçõesmaiores que possivelmente ultrapassam a altitudede 1900 m. Do Morro do Panelão o autor mediutrigonometricamente, com instrumentos simples,na direção N160ºE uma altitude de 1880 m e nadireção S5ºW (azimute 185º magn.) uma mesetacom 1835 m de altitude s.n.m. Em virtude dadeterminação de distância ainda pouco precisa,deve-se ter em conta um erro médio de ± 10 m(fig. 5).Aproximando-se do Rio Grande do Sul, tanto oplanalto como a escarpa marginal baixamrapidamente de altitude, motivado pela inclinaçãogeral para SW das camadas de sedimentos e doderrame das rochas eruptivas. Na extensão total daSerra Geral aflora, sem interrupção, a seqüênciadas camadas do Sistema Santa Catarina, desde ascamadas glaciais paleozóicas do grupo Itararé até acapa superior das rochas eruptivas básicas

Maack, R.


182

mesozóicas. Os principais rios, como o Braço doSul, seguem, nos vales da encosta da escarpa,linhas tectônicas, falhas e fendas de tração. Alémdisto, o aspecto da frente da Serra Geral écaracterizado pelo retalhamento efetuado pelosrios da testa da escarpa.

3) O plano de declive do planalto do interior

No planalto de Santa Catarina, o elementomorfologicamente mais importante é a enormecapa das rochas eruptivas básicas que, formandodegraus, estende-se 315 km transversalmentesobre o planalto (ANEXO II). No pedestal dacuesta, constituída pelo lençol de trapp, que, comocontinuação da Serra da Boa Esperança, entraperto de Porto União no território do Estado deSanta Catarina sob a denominação de Serra doEspigão, ocorre em toda a extensão o arenito SãoBento inferior ou Botucatu, formando paredõesabruptos. Na base afloram, geralmente, as camadasmais argilosas e de coloração variegada do grupoRio do Rasto da série Passa Dois.Com a curvatura da cuesta do derrame eruptivopara oeste, circundando a zona de Lajes, a escarpatoma, desde o Morro do Funil, váriasdenominações regionais, tais como: Serra Verde,Serra Cantagalo, Serra Guará, Serra Pedra Branca,Serra Caneleiras, etc. A entrada dos rios Canoas eCaveiras no degrau estrutural, ou na cuestarespectivamente, divide o platô, formado pelolençol de trapp, nos planaltos de Curitibanos,Serrito e São Joaquim. Seguindo-se a estrada Lajes(903 a 925 m) – Rio Pelotas, atinge-se, entre 940 e1103 m de altitude, ao sul do rio Caveiras, oderrame de trapp do planalto. No perfil Serra Alta– Curitibanos transpõe-se o degrau na altitude de1055 m, descendo-se no perfil Caçador – PortoUnião de 1255 m até 735 m para o vale do rioIguaçu (ver Mapa em anexo IV do artigo original –vol. 2, 1947, perfis).Da borda da escarpa do lençol de trapp, o planaltoinclina-se para os rios Uruguai e Peperí-Guaçú até200 m de altitude. Entretanto, a linha do divisordas águas dos rios Iguaçu e Uruguai mantém, naSerra da Fartura, a cota de 1100 a 1150 m e, naSerra Taquara Verde, a de 1200 a 1270 m. EmBom Retiro, o platô de trapp desmembra-se emgrupos de mesetas (fig. 66), atingindo, no morrodo Panelão, altitudes até 1450 e 1470 m. A Serrada Bocaina com 1100 a 1170 m s.n.m. representauma ramificação da escarpa rumo SE – NW (fig.107). A Serra da Farofa, recortada no derrame

eruptivo, constitui um divisor de águas em formade platô, notavelmente elevado, inclinando-se de1700 m da região do Morro da Igreja (1870 m) até1130 m, na estrada Lajes – rio Pelotas, passandodepois, diminuindo sempre sua altitude, para acochilha Rica que termina no ângulo daconfluência dos rios Canoas e Pelotas. No perfilLajes – Vacaria, o rio Pelotas aprofundou seu valeaté 660 m s.n.m. (ver Mapa em anexo IV do artigooriginal – vol. 2, 1947, perfil 2a). A região,compreendida entre a borda do lençol de trapp daSerra Geral e o Peperí-Guaçú, e , entre a serra daFartura e o rio Uruguai, é formada,exclusivamente, por meláfiros com drusasgrosseiras, diabásios porfiríticos e diabásiosintersticiais.A partir do cone bem formado do Morro do Funil,a escarpa principal da Serra Geral desenvolve-sediretamente para Lomba Alta, com a testa dirigidapara NE, constituída predominantemente porcamadas gonduânicas menos resistentes. Apenasuma parte das mesetas, elevando-se aí sobre aescarpa, revela o arenito Botucatu e restos doderrame eruptivo básico. A testa da escarpa, nopercurso para o planalto, cruza-se em Lomba Altaentre 923 e 1081 m, e em 925 m a oeste de SerraAlta. Toda a região do planalto de Santa Catarinadiante da escarpa, formada pelo lençol de trapp epelo arenito Botucatu, é constituída,exclusivamente, pelas camadas gonduânicasargilosas e areno-argilosas, menos resistentes(ANEXO I).A parte nordeste, entre Campo Alegre e PortoUnião, ao sul dos rios Negro e Iguaçu, representacontinuação direta do segundo planalto do Paraná.Contudo, falta em Santa Catarina a limitação emforma de cuesta com o complexo cristalino. Asaltitudes sobre o nível do mar, nesta parte do platô,oscilam de 875 m em Campo Alegre, 793 m emMafra a 735 m em Porto União. No perfil CampoAlegre – Porto União afloram todas as camadasgonduânicas, sedimentos glaciais do grupo Itararé,que ocupam a maior extensão deste perfil, até ascamadas vermelhas do grupo Rio do Rasto. Estasúltimas, juntamente com o arenito Botucatu e olençol de trapp, formam o pedestal da escarpatriássico-jurássica. Entre Valões e Poço Preto sãoencontrados os horizontes vermelhos, dos quais F.R. Cowper Reed descreveu os filópodospermianos, Estheria e Leaia; estes horizontes nãopertencem às camadas Estrada Nova s. str., comosão indicados geralmente, mas sim às camadas Riodo Rasto.



183

Na zona de reentrância do derrame de trapp, aoeste de Lajes e na região entre a Serra Geral e odegrau estrutural do lençol eruptivo, ocorremmormente camadas do grupo Estrada Nova; comespessura diminuta observam-se horizontes decoloração variegada da formação Esperança e,finalmente, as camadas vermelhas do grupo Rio doRasto, ou da formação Poço Pretorespectivamente. No perfil Serra Alta – Ponte Alta,o planalto tem altitudes pouco variáveis que, aoeste da testa da escarpa (925 a 940 m), oscilam de860 a 894 m, sendo os vales dos rios d’Areia e doTigre entalhados até 840 m e 846 m,respectivamente (ver Mapa em anexo IV do artigooriginal – vol. 2, 1947, perfis).No km 99 da estrada Lombo Alta – Lajes ocorrem,desde a cota de 897 m, horizontes das camadasTerezina que afloram mais a oeste, no km 78, namargem do rio Canoas, entre as altitudes de 862 me 902 m. No km 74 começam os horizontes decoloração variegada, sem calcáreos, da formaçãoEsperança, capeados, no km 66 da subida à serrado Bocaina, pelas camadas vermelhas, argilosas,típicas do grupo Rio do Rasto. Nestas rochasvermelhas, argilosas e finamente laminadas dogrupo Rio do Rasto encontra-se, pouco aquém dokm 65, na cota de 1942 m, a fauna de filópodos deValões com Estheria. A base dos arenitosargilosos vermelhos, que correspondem ao fáciesPirambóia em São Paulo, encontra-se cerca de ummetro acima destas camadas com Estheria e a doarenito Botucatu eólico cerca de 19 m acima dasmesmas (fig. 104 e 107).No lado sudoeste da serra da Bocaina percorreuma falha rumo SE – NW, inclinando-se todas ascamadas para a serra. Uma segunda fenda comafloramentos de diabásio, orientada N60ºE, cruza adireção da falha. Glycon de Paiva observou umaoutra falha na frente NE da Serra da Bocaina que,por nós, não foi encontrada. Glycon de Paivainterpretou, por este motivo, a Serra da Bocainacomo horst. Quanto às falhas, pode-se tratarapenas de pequenas diferenças de nível, comoaliás, ressalta da comparação das altitudes dascamadas Rio do Rasto e arenito Botucatu com asaltitudes normais destas camadas nesta região.A oeste da Serra da Bocaina encontram-se,regularmente, as camadas Estrada Nova nos valese os horizontes do grupo Rio do Rasto naselevações. Madeiras fósseis – Tietea e Dadoxylonentre outras – foram por nós colhidas nosfolhelhos escuros típicos das camadas EstradaNova s. str. a 18 km a leste de Lajes.

Aproximadamente a 9 km a leste de Lajes, ascamadas gonduânicas foram cortadas por um stockde fonolito-tinguaito, relacionado com injeçõesextensas de eleolito-sienito mais recentes do que oderrame eruptivo básico da bacia do Paraná. Ostock de fonolito eleva-se, no Morro do Tributo(fig. 67), até 1220 m duma região com cotas de850 a 880 m. A penetração dos magmas alcalinosnas camadas gonduânicas provocou umabaulamento das camadas sedimentares ao redordo Morro do Tributo, de modo que a lapa dascamadas Estrada Nova aparece na superfície daterra. Em conexão com as injeções de nefelina-sienito ocorrem limburgitos e augititos.Verificamos também diferenciações ácidas,supersaturadas, do tipo riolitóide.

IV. OS ELEMENTOS DACONSTITUIÇÃO GEOLÓGICA

De todos os elementos da constituição geológicados Estados do Paraná e Santa Catarina, são asrochas do complexo cristalino as menosexaminadas. Por este motivo, somente comreservas é possível de dar atualmente um sumáriogeral sobre as rochas do complexo cristalino, suadivisão estratigráfica e sua disposição. O ServiçoGeológico do Estado do Paraná, nos moldes doprograma do Instituto de Biologia e PesquisasTecnológicas, acaba de iniciar os serviçossistemáticos de levantamento geológico e estudospetrográficos. O petrógrafo-geólogo modernoencontra aqui um vasto campo de pesquisas.Muito melhor se conhece os elementos daconstituição das camadas sedimentarespaleozóicas e mesozóicas com seu conteúdofossilífero. Mas, também aqui, ainda tem muitosproblemas a resolver relativamente à divisão dasrochas sedimentares e à sua classificaçãoestratigráfica. Seja mencionado apenas o problemarelativo à limitação entre o permiano e o triássico ereferente à idade geológica (triássica ou jurássica ?)do arenito Botucatu e do lençol de trapp doParaná.Nas seguintes explanações indicamos uma novadivisão estratigráfica, baseada nos resultados daspesquisas mais recentes, diferenciando-se, emmuitos pontos, da tabela estratigráfica do ServiçoGeológico e Mineralógico do Brasil, e também daestratigrafia apresentada na valiosa “Geologia doBrasil” (OLIVEIRA; LEONARDOS, 1943).

Maack, R.


184

A Classificação dos elementos da constituição geológica dos Estados do Paraná e Santa Catarina, atéagora mantida, resumimos na nossa tabela estratigráfica nº 1:

TABELA 1 – Resumo da classificação estratigráfica, até agora mantida, dos Estados do PR e SCEra Período

geológicoNome dosistema

Nome da série Nome do grupo, andar, formaçãoou camada

Psicozóica(idade dohomem)

Quaternáriorecente,

holoceno oualúvio

–– sem nomedepósitos fluviais, paludais e

lacustres; sedimentação litorânea-praial; sambaquis

sem nomeQuaternário de Curitiba,

formação Tamanduáformação Cacimbas

cascalho pleistocênico

Quaternárioantigo,

pleistoceno oudilúvio

––

Discordância

Neozóica(Cenozóica)

Terciário –– –– ––Cretáceo série Bauru citada por Ch. W.

Washburne para Santa Catarina semmaiores detalhes

––

Jurássico falta na coluna para Paraná e SantaCatarina; arenito Caiuá indicado

somente para São Paulo––

série São Bento

lavas da Serra Geral ou trapp doParaná

grupo Botucatuarenito Botucatu

formação Pirambóia

Triássicosuperior (rético)

Discordância

Série Rio do Rasto

grupo Rio do Rastoformação Santa Maria

formação Serrinhaformação Terezina

Mesozóica

Triássico(Keuper inferior,andar cárnico)

Discordância

Permianosuperior

P. inferior

série Passa Dois grupo Estrada Novagrupo Iratí

Carboníferosuperior

série Tubarão grupo Palermogrupo Bonito

série Itararé ousérie glacial ––

Carboníferosuperior

sistemaSanta

Catarinaou

sistemaGonduânico

Discordânciasérie Paraná grupo Ponta Grossa

grupo Faxina – Furnasformação Blumenau

Devoniano(Devoniano

inferior)

sistemadevoniano

Discordância

–– Formação AnitápolisSiluriano ––Discordância

série Itajaísérie Ribeira

––formação Iporangaformação Castro

Paleozóica

Cambriano––

Discordânciasérie Açunguí e sérieBrusque (= série de

Minas)––

Proterozóica Pre-cambrianoou algonquiano

(eo-algonquiano)––

DiscordânciaArqueozóica

(Azóica)Arqueano(complexo

fundamental)

Complexobrasileiro ou

complexocristalino

ainda sem divisão ––



185

À tabela nº 1 confrontamos a tabela nº 2 com a classificação estratigráfica por nós apresentada, conformenossas mais recentes pesquisas, como segue:

TABELA 2 – Nova divisão estratigráfica dos elementos da constituição geológica dosEstados do Paraná e Santa Catarina por Reinhard Maack, 1947 (vide

fig. 16)Era Período geológico Nome do

sistemaNome da série Nome do grupo, andar, formação

ou camadaPsicozóica(idade dohomem)

Quaternáriorecente, holoceno

ou alúvio–– sem nome

depósitos fluviais, paludais elacustres; sedimentação litorânea-

praial; sambaquis

sem nomeQuaternário de Curitiba,

formação Tamanduáformação Cacimbas

cascalho pleistocênico

Quaternárioantigo, pleistoceno

ou dilúvio––

Discordância

Neozóica(Cenozóica)

Terciário –– –– no Paraná e Santa Catarinamovimentos tectônicos

Cretáceo –– –– ainda não verificado no Paraná eSanta Catarinaarenito Caiuá

Discordâncialavas da Serra Geral

Discordância

série São Bentogrupo Botucatuarenito Botucatu

formação Pirambóia

Jurássico-liássico

Jurássico-liássico (?)

Triássico-rético (?)

Discordância

––formação Santa Maria

(somente no Rio Grande do Sul,falta no Paraná e Santa Catarina)

Mesozóica

Triássico (Keuperinferior, andar

cárnico superior)Discordância

Permiano superior(?)

Permiano inferior (?)

Permiano inferior

série Passa Dois

grupo Rio do Rastocamadas vermelhas ouformação Poço Pretoformação Esperança

grupo Estrada Novacamadas Terezina – Serrinhaformação Estrada Novas. str. ou camadas Serra Alta*

grupo Iratí

série Tubarão

grupo Guatá*camadas Palermo ouformação postglacialcamadas Rio Bonito ouformação carbonífera

grupo Itararé ou formaçãoglacial

CarboníferosuperiorUraliano

Namuriano atéMoscoviano

sistemaSanta

Catarinaou

sistemaGonduânico

Discordância

série dos CamposGerais

grupo Barreiro**grupo Santa Rosa

folhelhos São Domingosarenito de Tibagífolhelhos de Ponta Grossa

grupo Faxina - Furnas

Paleozóica

Devoniano(Devoniano

inferior)

sistemadevoniano

Discordância(Cont.)

Maack, R.


186

(Cont. – Tabela 2)Era Período geológico Nome do

sistemaNome da série Nome do grupo, andar, formação

ou camada

formação Iapóformação Blumenau (?)Siluriano

(gotlandiano)Discordância

série Itajaíformação Gaspar

conglomerado Baúformação Ibirama

Discordância

série Ribeira ?formação Iporangaformação Castro ?

PaleozóicaOrdoviciano (?)

Cambriano (?)

sistemaeo-paleozóico

Discordância

Proterozóica

Pre-cambrianoou algonquiano

(eo-algonquiano)

sistemaEspinhaço

série Açunguí e sérieBrusque (= série de

Minas)––

ainda sem divisão ––Arqueozóica(Azóica)

Arqueano(complexo

fundamental)

Complexobrasileiro ou

complexocristalino Discordância

As denominações assinaladas com * foram tomadas da tabela estratigráfica de Mackenzie Gordon Jr. (1947, p. 3).** Vide nota em Grupo Barreiro, no item C.2 – O devoniano no Estado do Paraná.

A – ERA ARQUEOZÓICA : OARQUEANO

O ARQUEANO (sinal = epe)

O arqueano abrange as rochas metamorfoseadasdo complexo brasileiro com os granitosintrusivos gnaissificados de uma orogenia maisantiga, bem observável e caracterizada pelotectonismo de intrusão, correspondendo aodiastrofismo brasílico de A. R. Lamego, etambém as rochas de uma segunda era dedobramento e de intrusão, geralmenteconsiderada como laurentiana. Os granitos post-algonquianos, ocorrendo no complexo arqueano,ainda não aparecem nos mapas geológicosseparadamente. Tanto no Paraná como em SantaCatarina, a direção principal dos gnaisses é deN60-70ºE.No Paraná, a zona de distribuição dos gnaisses egranitos mais antigos estende-se sobre a maiorparte do litoral e sobre as regiões a leste doprimeiro planalto até pouco a oeste de Curitiba.Em Santa Catarina, o arqueano predomina nolitoral, desaparecendo sucessivamente nopedestal da Serra do Mar.As rochas características são gnaissescatametamórficos e gnais-granitos (fig. 17, 18,

68 e 69). Até agora foram observados e estudadospetrograficamente os seguintes tipos de gnaisses:

1. plagioclásio-gnais2. biotita-gnais (fig. 69)3. gnais lenticular e facoidal (Augen- und

Flasergneis)4. leptinitos e migmatitos5. gnais-granitos6. gnais-granito-pórfiros (fig. 68 e 69)7. gnais-diorito

Entre os granitos encontra-se, como o mais antigo,um microclina-biotita-granitito e, da intrusão neo-arqueana (laurentiana), um antigo hornblenda-biotita-granito com ortoclásio e oligoclásio.Na serra do Mar, o escudo gnáissico antigo foipenetrado por granitos huronianos mais recentes,causando também gnaissificação de rochas da sérieAçunguí (fig. 70). As rochas faneríticas, típicasdestas intrusões, compõem-se de granititos, ricos emortoclásios micropertíticos, com oligoclásio, quartzoe relativamente pouca biotita. Estes granititosformam as mais altas elevações da Serra do Marcomo “Domgranite”, tais como o Pico Paraná (1965m, fig. 19) e o Pico Marumbi (1547 m, fig. 23).Especial atenção merece um stock de rocha afanítica,um quartzo- (riolito-) pórfiro, com grandes fenocristaisde quartzos corroídos, com ortoclásio e oligoclásio-



187

andesina, em uma massa fundamental,finamente granulada. Esta rocha eruptiva ácidaé, aparentemente, mais recente do que osgranititos penoqueanos e parece corresponder àidade geológica dos quartzo-pórfiros de Castro.Um perfil através da zona do Pico Paranáevidencia tanto o aspecto das linhas dasuperfície, como a constituição geológica dagrande escarpa de falha (fig. 6).

B – ERA PROTEROZÓICA : O EO-ALGONQUIANO

O EO-ALGONQUIANO (sinal = Ipe)

Como formações eo-algonquianas são reunidas,no Paraná, as rochas da série Açunguí e, emSanta Catarina, as da série Brusque. A zonaprincipal de distribuição da série Açunguíabrange particularmente o primeiro planalto doParaná, a oeste e ao norte de Curitiba, do vale dorio Ribeira até a escarpa devoniana. Ao norte daSerra Capivari Grande, a série Açunguí avançapara o litoral, constituindo aí a região entre ailha Cardoso e Guaraqueçaba. Grandes blocosde camadas gnaissificadas da série Açunguíainda são encontrados entre o rio Cachoeira e aSerra São João, entre Morretes e Alexandra, naSerra da Prata, na parte sul da Serra do Mar e,finalmente, na parte sudoeste do primeiroplanalto, entre Tijucas e São José dos Pinhais(fig. 70).A série Brusque ocupa principalmente o vale dorio Itajaí-Mirim e é cortada pela cuesta entreItajaí e Porto Belo. A oeste de Joinville e ao sulde Queçaba (ex-Terezópolis) jazem tambémcamadas de rochas dobradas desta série.As rochas sedimentares epi-metamórficasabrangem um grupo de xistos inferior e superior,– filitos, sericitaxistos, cloritaxistos, tacoxistos –,incluindo extensas lentes de calcáreos e calcáreosdolomíticos (fig. 74 a 79). Acrescem aindacamadas espessas de quartzitos puros equartzitos com minérios de ferro sedimentares(itabiritos), engranzando-se muitas vezesfacialmente com os filitos e calcáreos. Às rochasda série Açunguí também pertencem os gnaissesde injeção mais recentes, piezo-contacto-metamórficos, gnais-quartzitos verdadeiros,xisto micáceos de palhetas grosseiras e,finalmente, cloritaxistos do litoral, da Serra doMar e do primeiro planalto, a oeste de Curitiba.

A espessura total da série Açunguí ainda não estáprecisamente determinada, mas, segundo asverificações realizadas até agora, importa nomínimo, 5000 a 7000 m. A seqüência das camadas ea disposição das dobras serão elucidadas pelosesboços da figura 7.As rochas da série Açunguí refletem as direções deduas épocas de dobramento com intrusões ácidas, asaber:

1) A orogenia huroniana com direção geral deN40-50ºE e, na região limítrofe com oescudo gnáissico antigo, de N60-70ºE;

2) A fase taconiana da orogenia caledonianacom direção predominante de N20-30ºE.

Os granitos huronianos (sinal = pei, fig. 71 a 73)com extensas áreas de pórfiro-granitos grosseiros(fig. 72), granito-pórfiros, pegmatitos e veios deaplito mostram ortoclásios micropertíticos eoligoclásio, como feldspatos, com quartzo e biotita.Os granitos caledonianos são caracterizados porortoclásio, albita e oligoclásio com quartzo, biotita ehornblenda, ocorrendo freqüentemente hornblenda-granititos puros com pouco quartzo. Sãoencontrados, como rochas efusivas, quartzo-pórfiros(sinal = PAv) na região de Castro – Piraí-Mirim e naSerra do Mar (Caratuba) no Paraná; em Aquidaban,no Morro Cambirela, perto de Imbituba no litoral etambém na ilha Santa Catarina.Fósseis ainda não foram verificados nos sedimentosdas séries Açunguí e Brusque.

C – ERA PALEOZÓICA

Tanto no Paraná, como em Santa Catarina, ocorremdepósitos pre-devonianos em discordância nítidacom as camadas das séries Açunguí e Brusque. Parao Paraná, já Othon Henry Leonardos (OLIVEIRA;LEONARDOS, 1943, p. 206) mencionaconglomerados de caráter glacial do rio Pardoinferior que se prolongariam Paraná a dentro, comextensão ainda não conhecida. O referido autordenomina estas camadas formação Iporanga,incluindo-as na série Ribeira, fazendo notar(OLIVEIRA; LEONARDOS, 1943, p. 205) queestes depósitos são mais antigos do que a sérieBambuí em Minas e que poderiam corresponder àsérie Itacolomí (neo-algonquiano) ou à série deLavras (cambriano ?).Durante nossas pesquisas na região devoniana doParaná verificamos a existência de restos de camadassemelhantes, de caráter glacial e lacustre (depósitosde drift), na base do arenito das Furnas. Sobre este

Maack, R.


188

fato apresentamos ao 2º Congresso Pan-Americano de Engenharia de Minas e Geologia(MAACK, 1946b), uma tese referente à novaestratigrafia do devoniano do Paraná. Não podeser decidido, em face dos estudos comparativosincompletos e dos conhecimentos insuficientessobre a série Ribeira, se estas camadas de caráterflúvio-glacial, por nós denominadas formaçãoIapó, são idênticas aos conglomerados deaspecto glacial da série Ribeira. Contudo, épossível que os arcósios com restos de granitos,mencionados para a Serra Sant’Ana porOLIVEIRA (1927, A) denominados,geralmente, com outras ocorrências, deformação Castro, correspondam à sérieRibeira. Os arcósios da Formação Castro aindaforam atravessados pelos quartzo-pórfiros,sendo motivados os depósitos sub-aquáticos naescarpa devoniana a oeste de Piraí-Mirim porcinzas vulcânicas e produtos de desagregaçãodos quartzo-pórfiros. O horizonte mais inferiordos depósitos flúvio-glaciais na Serra SãoJoaquim, a oeste de Castro, também ainda foiinfluenciado pela última fase vulcânica, emforma de deposição de brechas de quartzo-pórfiros. Mas o horizonte flúvio-glacial superior,cinzento-azulado, é completamente desprovidodestes elementos. Os dois horizontes cortamdiscordante e horizontalmente os quartzo-pórfiros e as camadas da série Açunguí,mostrando assim que são mais recentes do que aorogenia caledoniano-taconiana.Em Santa Catarina, os depósitos post-algonquianos e pre-devonianos ocupam vastaárea do vale do Itajaí-Açú. O afloramentoextremo sul destas camadas encontramos naregião das nascentes do rio Capivari, em SãoBonifácio. Num trabalho anterior denominamosestes sedimentos de horizonte de xistos maisrecente do siluriano (MAACK, 1937, B, p. 11-12), visto que naquela época não se conheciamsuas relações com a série Itajaí. Baseados nadeterminação de fósseis por Carlota JoaquinaMaury de um polychaeta do siluriano superior,Oliveirania santacatharinae, que procederia dosardósios escuros de Anitápolis, denominamos ohorizonte de xistos mais recente camadasAnitápolis. Neste ínterim, porém, verificamos,por novas pesquisas no próprio lugar, que ohorizonte de xistos mais recente é idêntico àsérie Itajaí e que os ardósios escuros deAnitápolis, na realidade, representam varvitos

escuros do grupo Itararé, fracamente cozidos pelocontato com diabásio.

C.1 – Formação pre-devonianas docambriano até o siluriano (sinal = S)

No esboço que acompanha a revisão do mapageológico da América do Sul, todas as formaçõespre-devonianas acima da série Açunguí foramreunidas sob o sinal do siluriano (S), em vista de quea idade geológica e a conexão dos diferentesdepósitos, no Paraná e Santa Catarina, ainda não sãoconhecidas suficientemente. Apresentamos a tabelaestratigráfica seguinte das diversas formações pre-devonianas no Paraná e Santa Catarina:

Paraná Santa Catarinacapa: devoniano inferior capa: camadas gonduânicas

Peneplano pre-gonduânico e aplanação pre-devoniana

Siluriano superior, siluriano s. str. ou gotlandiano

formação Iapó formação Blumenau (?)

Orogenia taconiano-caledoniana com plutonitos e vulcanitosácidos (granitos, granito-pórfiros e quartzo-pórfiros)

Siluriano inferior ou ordoviciano

formação Castrocambriano (?) sérieformação Iporanga Ribeira (?)

série Itajaí

discordância

orogenia huroniano-penoqueana com plutonitos ácidos(granitos, pórfiro-granitos e sienitos ?)

algonquiano

lapa: série Açunguí lapa: série Brusque

3) A série Ribeira no Paraná

Esta série, constituída por filitos, ardósios e tilito ?,foi criada por Othon Henry Leonardos pelaocorrência no vale do rio Ribeira, em Iporanga,reunindo nesta as formaçoes Iporanga e Castro(OLIVEIRA; LEONARDOS, 1943).

a) A formação Iporanga

As rochas da série Ribeira com conglomerados, paraos quais O. H. Leonardos indica origem glacial,avançam para o Paraná na altitude da foz do rioPardo. Sobre a extensão e constituição destaformação, na região do Paraná, faltam quaisquerpesquisas. O. H. Leonardos menciona que DjalmaGuimarães, baseado em estudos microscópicos equímicos, opinou que o conglomerado da sérieRibeira, tratado como de origem glacial, corresponde



189

ao conglomerado Sopa da série Lavras, deMinas Gerais (OLIVEIRA; LEONARDOS,1943, p. 204)*. Leonardos, por este motivo,atribui a estas camadas a idade neo-algonquiana(?) até cambriana (?).

b) A formação Castro

Os arcósios, afetados ainda pelos quartzo-pórfiros na região de Castro e observados pelaprimeira vez por Euzébio Paulo de Oliveira naSerra Sant’Ana, Othon H. Leonardos julgaprovável poder separá-los da série Açunguí,anexando-os à série Ribeira. Nós, porém,reconhecemos nos arcósios de Castro restos deerosão de depósitos sub-aquáticos sobre granitoscaledoniano-taconianos, depósitos que revelam,provavelmente, ainda relações com os quartzo-pórfiros de Castro, como outros depósitos aoeste de Piraí-Mirim sob o arenito das Furnas.Tendo os quartzo-pórfiros cortado os arcósios,estes são um pouco mais antigos do que ascamadas horizontais na base do arenito dasFurnas, não mais atingidas pelo dobramentotaconiano. Este o motivo que nos leva areconhecer nos arcósios de Castro restos deerosão do ordoviciano que parecemcorresponder à série Itajaí, em Santa Catarina.Como ainda não tivemos oportunidade deestudar os afloramentos da série Ribeira, nãopodemos tomar atitude quanto à existência e aocaráter litológico desta série. Neste particularbaseamo-nos exclusivamente nas informaçõesde Othon H. Leonardos.

4) A série Itajaí em Santa Catarina

* A idade geológica d série glacial de Lavras foi discutidaem Belo Horizonte, após realização da excursão àDiamantina, dirigida pelo Prof. Dr. Luciano Jacques deMoraes e promovida pelo 2º Congresso Pan-Americano deEngenharia de Minas e Geologia, em 1946. Nesta ocasião,diversos geólogos apontaram analogias entre estas camadasda série de Lavras e os sedimentos glaciais carboníferos doBrasil Meridional. Em seu trabalho “Metalogenese nasformações Arqueo-Proterozóicas do Brasil” (BeloHorizonte, 1947), Djalma Guimarães indica igualmentepara a série de Lavras “(quadro 2 ,p. 18) “erosão esedimentação glacial” no permo-carbonífero.Relativamente ao caráter meso-metamórfico da série deLavras chamamos a atenção para os fenômenos idênticosnas camadas glaciais carboníferas do grupo Itararé, naSerra São Miguel, zona limítrofe entre Paraná e SantaCatarina (vide foto 117 e p. 92).

A zona de distribuição principal da série Itajaíencontra-se em ambos os lados do rio Itajaí-Açú,entre Gaspar, Subida e Ibirama (ex-Hamônia). EntreSubida e Rio do Sul, as rochas da série Itajaíterminam ao contato com granitos caledoniano-taconianos, no km 28. No Morro Pelado e emAquidaban, estas camadas também são cortadas porquartzo-pórfiros. Ao norte do vale do Itajaí-Açú,ocorrem rochas da série Itajaí ainda ao noroeste deArrozeira, no vale do rio Cedro. A extensão maispara norte continua desconhecida.Segundo nossas verificações, a série Itajaí é formadapor uma seqüência de quartzitos, finamentelaminados, arcósios pretos e duros (fig. 80) e filitosde uma zona epi-metamórfica. A oeste, as camadasapresentam-se abruptamente erguidas; na parte lesteda distribuição da série Itajaí observa-se disposiçãosuavemente ondulada e, por vezes, quase horizontal,zona onde afloram arenitos vermelho-violáceos, embancos, fracamente metamorfoseados,conglomerados em parte friáveis e parcialmentesilicificados (fig. 81 e 82), como também folhelhosvermelhos, areno-argilosos, finamente laminados.Muitas vezes, estas camadas denotam suaveinclinação para oeste ou jazem aindahorizontalmente (fig. 82 e 83). As camadas dirigem-se para N10-20ºE, com um mergulho de 60-75º paraE, entre os km 28 e 29 da estrada Rio do Sul –Subida. Uma pequena falha atravessa a série Itajaí,no km 28, rumo N340ºW. Superiormente, a sérieItajaí é limitada por um conglomerado de 300-400 mde espessura, o conglomerado Baú. Em váriaslocalidades a oeste de Indaial, afloram intrusõesgraníticas na série Itajaí. Os conglomerados da sérieItajaí antigamente eram tidos como depósitosglaciais até que Ruy Osório de Freitas verificou aorigem flúvio-piemôntica (FREITAS, 1945). Nósdenominamos as camadas da lapa, fortementedobradas, da região de distribuição a oeste, com osarcósios escuros de Subida, como formação Ibirama,enquanto que a seqüência da capa, pouco dobrada,na região a leste com o arenito de Blumenau e oconglomerado Baú designamos de formação Gaspar.Pelas observações até agora realizadas e pelas nossaspesquisas efetuadas em 1947 apresentamos, atélevantamentos mais detalhados, a seguinteclassificação:

Maack, R.


190

capa: em parte, camadas gonduânicas, localmente oconglomerado de Blumenau.

discordânciasuave dobramento e intrusões graníticas durante afase taconiana da era de dobramentos caledoniana(granitos, granito-pórfiros, quartzo-pórfiros)

série Itajaíb) formação Gaspar

8. conglomerado Baú ............... ca. 300 – 400 m7. arenitos de Blumenau em

bancos, violáceos oupurpúreos ............................. ca. 50 – 80 m

6. folhelhos de Itoupava,finamente laminados, areno-argilosos, violáceos evermelhos ............................ ca. 30 – 50 m

a) formação Ibirama5. xistos de Ascurra, finamente

laminados, cizentos, duros,desagregando-se emfolhelhos .............................. ca. 150 – 200 m

4. lentes de conglomerados ca. 5 – 10 m3. ardósios escuros de Apiuna,

finamente laminados ............ ca. 150 – 200 m2. ardósios escuros e duros de

Subida, em chapas ............... ca. 40 – 80 m1. quartzitos em chapas,

quartzitos-filitos e lentescalcáreas (?) ......................... ca. 10 – 50 m

TOTAL ..................................... ca. 735 – 1070 mlapa: série Brusque e granitos huronianos ou

gnaisses arqueanos

Até o presente, não foram encontrados fósseis nasérie Itajaí; assim não se pode determinar comcerteza a idade geológica. Devem ser admitidoso cambriano e siluriano inferior, ou oordoviciano respectivamente. Todavia, umalimitação superior é formada pelas intrusõescaledoniano-taconianas e inferiormente existeum ponto de apoio pela discordância com asdobras huronianas da série Brusque. Estasdobras mais antigas da série Brusque já tinhamsofrido, até que se processou o depósito da sérieItajaí, ainda foram sujeitas ao dobramentocaledoniano-taconiano, excluí-se, como idadegeológica, o siluriano superior, o siluriano s. str.,ou gotlandiano respectivamente. Portanto, comoidade geológica admitimos o cambriano eordoviciano, considerando o ordoviciano maisprovável em vista da erosão das dobrashuronianas.

5) A orogenia caledoniano-taconiana esuas rochas eruptivas (sinal = PAv)

Para evitar dúvidas, seja esclarecido queconsideramos como era da orogenia caledoniana

todos os fenômenos orogenéticos – dobramentos eintrusões –, durante o percurso do ordoviciano egotlandiano. Com E. Kayser,H. Stille, Rueger, W.Behrmann e outros, dividimos os fenômenos destaera de orogenia nas seguintes quatro fases:

Período Fase de dobramentoSiluriano superior ousiluriano s. str. =gotlandiano

No fim: eriana (erisch)Ardeniana (ardennisch)Taconiana (takonisch)

Siluriano inferior =ordoviciano

Sardiana (sardisch)

era daorogeniacaledoniana

As intrusões ácidas da era caledoniana alcançaramno Paraná e Santa Catarina ainda a formação Castroe a série Itajaí, para as quais consideramos oordoviciano como idade geológica. De outro lado,camadas pre-devonianas (gotlandianas) na base doarenito das Furnas não foram mais afetadas pelodiastrofismo e jazem horizontalmente. Sobre estascamadas horizontais já transpassa um paleoplanopre-devoniano. Disto ressalta que durante as últimasduas fases do diatrofismo caledoniano, das fasesardeniana e eriana, se haviam extinguido osmovimentos orogênicos no Brasil Meridional. Asrelações estratigráficas dos plutonitos e vulcanitos,especialmente dos quartzo-pórfiros de Castro,revelam deste modo, como idade geológica daorogenia, a fase taconiana que se deu entre o fim doordoviciano e o início do gotlandiano. Estaconclusão fica confirmada pelo fato de que ossedimentos horizontais na base do arenito das Furnascontêm, na parte inferior, ainda cinzas vulcânicas ebrechas de quartzo-pórfiro de Castro.As direções do dobramento da fase taconiana,percorrem, no Paraná e Santa Catarina, no rumo N15a 30ºE, predominando a orientação N20ºE. Entre osgranitos mais recentes das intrusões desta orogeniasão típicos hornblenda-biotita-oligoclásio, revelandorelações genéticas com as rochas efusivas da regiãoCastro – Piraí-Mirim. Como rochas vulcânicascaracterísticas observam-se quartzo-pórfiros eriolito-pórfiros, os quais afloram no Paraná na regiãode Castro – Piraí-Mirim e na Serra do Mar e emSanta Catarina em Aquidaban, no Morro Cambirela,em Imbituba e na Ilha Santa Catarina.

6) A formação Iapó

As camadas desta formação foram descritas, pelaprimeira vez, pelo autor em 1946 (MAACK, 1946b).Elas se encontram na escarpa devoniana, a oeste deCastro, discordantemente sobre as rochas da sérieAçunguí, fortemente dobradas, e em disposição nãoperturbada e horizontal sobre os vulcanitos



191

caledoniano-taconianos, ou quartzo-pórfiros deCastro respectivamente. Trata-se de dois bancosde camadas depositadas sub-aquaticamente,revelando abundante material glacial de drift, demodo que, à primeira vista, lembram tilito (fig.85). O banco inferior de camadas avermelhadascom 14,5 m de espessura contém, além domaterial glacial de drift – quartzitos coloridos,granitos, gnaisses e filitos –, de tamanhovariável de pedregulho até blocos, tambémbrechas vulcânicas dos quartzo-pórfirospróximos. O banco azul-acinzentado superior,com espessura de 1,5 a 2 m, é isento de todo equalquer material vulcânico proveniente dosquartzo-pórfiros da lapa. Este banco é cortadopelo paleoplano pre-devoniano, transgredindosobre ele o arenito das Furnas eo-devoniano.Das nossas observações ressalta que ossedimentos vermelho-castanhos inferiores foramdepositados no limite entre o ordoviciano esiluriano s. str., após findos os movimentosorogênicos, porém ainda abastecidos combrechas e cinzas vulcânicas. Sedimentoslacustres com cinzas vulcânicas e material dedecomposição, de coloração marron-avermelhada dos quartzo-pórfiros, sãoencontrados também na base do arenito dasFurnas, a oeste de Piraí-Mirim. Estas camadasaté agora não estão bem estudadas.O banco flúvio-glacial superior, azul-acinzentado, na Serra São Joaquim, foidepositado após o término dos movimentosorogênicos e das atividades vulcânicastaconianas. Sendo os bancos de camadaslimitados superiormente pelo paleoplano pre-devoniano e o arenito das Furnas eo-devoniano,os sedimentos de drift glacial da formação Iapópodem ser considerados como restos de erosãodo siluriano-gotlandiano (fig. 8 e 84).

7) A formação Blumenau

Os conglomerados na capa das rochas da sérieItajaí, nas elevações das vizinhanças deBlumenau, na literatura geológica sãodenominados formação Blumenau, (FREITAS,1945) e (OLIVEIRA; LEONARDOS, 1943). Na“Geologia do Brasil” (OLIVEIRA;LEONARDOS, 1943) esta formação émencionada como devoniana; entretanto, anosso ver, não existem provas para tal opinião.Os conglomerados, constituídos de material dedecomposição da série Itajaí, podem ter sido

depositados também no siluriano, correspondendoassim à formação Iapó no Paraná. Fato é que a sérieItajaí na lapa sofreu ainda o dobramentocaledoniano-taconiano, enquanto que a formaçãoBlumenau, como a formação Iapó no Paraná, não foiatingida pela ação da orogenia caledoniana. Alémdisso, deve-se considerar que a transgressãodevoniana não mais atingiu as zonas orientais noatual litoral de Santa Catarina. O limite orientalextremo da transgressão devoniana percorre cerca de50 km a oeste da Serra do Mar sobre o planalto doParaná. Sobre este limite de transgressão, desviandojá no Paraná para SW, transpassam as camadasgonduânicas diretamente sobre o complexocristalino. No Brasil Meridional, verificou-se, de ummodo geral, entre o devoniano inferior e ocarbonífero superior, uma denudação importanteque, aliás, é evidenciada pela formação dopaleoplano pre-gonduânico, nivelando também ocomplexo cristalino. Do precedente concluí-se que adeposição de conglomerados devonianos no litoralde Santa Catarina é menos provável do que umasedimentação siluriana, restos da qual ainda existemem várias localidades, como, por exemplo, no Paranásob o arenito das Furnas. Apesar destes fatos,continua problemática a idade geológica daformação Blumenau.

C.2 – O devoniano no Estado do Paraná(sinal = D)

Para o sistema devoniano no Estado do Paranáapresentamos uma nova classificação (MAACK,1946b). As antigas denominações série Paraná ousérie Paraná – Tibagí foram substituídas pelo nomemais característico “Série dos Campos Gerais”. Adenominação Paraná, já há muito vem a ser usadana Argentina para o “andar Paraná”, enquanto que otermo Tibagí foi aplicado para um banco de camadasou uma lente dos sedimentos devonianos. A novaclassificação do devoniano paranaense édemonstrada pela tabela seguinte:

Maack, R.


192

capa: depósitos glaciais do grupo Itararé da série Tubarão.Discordância

Série dos Campos Geraisdevoniano inferior

c) Grupo Barreiro*6. arenitos de Barreiro .........…….. ca. 130 – 215 m

b) Grupo Santa Rosa5. folhelhos de São Domingos … ca. 30 – 90 m4. arenito de Tibagí …………..... ca. 18 – 20 m3. folhelhos de Ponta Grossa …….. ca. 84 – 90 m

a) Grupo Faxina - Furnas2. arenito das Furnas .........……..... ca. 100 – 150 m1. conglomerado basal ....…..…..... ca. 1 – 2 mTOTAL ......................……............. ca. 363 – 567 mEm média ………………...…….. ca. 465 m

Discordâncialapa: depósitos de drift glacial-lacustre como restos de erosão.

DiscordânciaQuartzo-pórfiros de Castro, granito-pórfiros, granitos e xistos

metamórficos da série Açunguí* ver nota na próxima página.

O devoniano circunda o complexo cristalinoparanaense, quase num ângulo reto, formandoum arco cuja abertura é voltada para leste.Ocupa uma superfície de 6252 km2, dos quais4290 km2 cabem ao arenito das Furnas (fig. 84 e86), 1836 km2 aos folhelhos do grupo SantaRosa (fig. 87 a 89) e 125 km2 aos arenitosBarreiro (fig. 90).No Brasil Meridional, os extensos movimentosorogênicos com suas intrusões ácidas sãolimitados pelos sedimentos devonianos. Todasas camadas da capa sedimentar, a partir dosiluriano e devoniano, jazem quasehorizontalmente, sendo causado seu suavemergulho para SW e W pela inflexão da baciado Paraná, como conseqüência do peso dopotente derrame eruptivo básico. Algumas falhasque cortam as camadas devonianas, como, porexemplo, em Jaguariaíva na direção N28ºE comuma diferença de nível de 180 m, ou emItaiacoca e Serradinha rumo N50ºW com 80 mde diferença de nível e em Ponta Grossa nosentido N45ºW, também com 80 m de diferençade nível, são relacionadas com as fendas detração e com as erupções das lavas básicas neo-até post-triássicas.Dos três grupos principais da série dos CamposGerais, o de Santa Rosa é particularmente ricoem fósseis. A fauna marinha dos folhelhos dePonta Grossa – com trilobitas, braquiópodos,lamelibrânquios, cefalópodos, pterópodos,asteróideos e anelídeos – e os bancos de Spiriferdo arenito de Tibagí correspondem ao devonianomais inferior, provavelmente ao grupoHelderberg da América do Norte, revelandorelações faunísticas particularmente com as ilhas

Falkland e com as camadas de Bokkefeld da Áfricado Sul. Porém, também o arenito das Furnas e osarenitos Barreiro não carecem totalmente de fósseis.Nestes arenitos foi verificada a existência de restosde vermes (LANGE, 1942) e braquiópodos(MAACK, 1946ab). Os principais lugaresfossilíferos do devoniano encontram-se nasvizinhanças de Ponta Grossa, nos vales dos riosCaniú e Caniuzinho, na região de Tibagi, emLambedor, no vale do rio Guaricanga e emJaguariaíva.

C.3 – O sistema Santa Catarina ou ascamadas gonduânicas

Sob a denominação de camadas gonduânicas doscontinentes meridionais entendem-se todos osdepósitos, desde o carbonífero até o triássico,inclusive o espesso lençol eruptivo básico do réticoou liássico. WHITE (1908) reuniu as camadasgonduânicas no Brasil Meridional sob adenominação de sistema Santa Catarina. Aprimitiva classificação sofreu várias modificações;assim, Euzébio Paulo de Oliveira separou ascamadas glaciais como série Itararé da série Tubarão(OLIVEIRA, 1927); a série Rio do Rasto apareceu, aprincípio, como triássica (WHITE, 1908), depoiscomo permiana superior (OLIVEIRA, 1918) e, maistarde, de novo como do triássico superior.As pesquisas recentes revelaram que os depósitosglaciais da série Itararé são tão intimamenteengranzados com as camadas da série Tubarão, demodo que não podem ser separados em duas sériesindependentes (MAACK, 1946a).Relativamente às camadas vermelhas Rio do Rastofoi verificado que não são idênticas às camadasSanta Maria e que estas se situam mais alto no perfilestratigráfico.As camadas Estrada Nova com seu banco calcáreolimitante, o calcáreo ou grupo Rocinha, que seachavam totalmente incluídas na série Passa Dois dopermiano superior, posteriormente foram divididasem Estrada Nova inferior e Estrada Nova superior.As camadas inferiores continuaram no permianosuperior, enquanto que as superiores foramcolocadas no triássico. Finalmente, os horizontescalcáreos foram separados da série Passa Dois e, emvirtude da determinação de fósseis por F. R. Reed(COWPER REED, 1928) ligados à série Rio doRasto como grupo Terezina. Para os horizontesfossilíferos um pouco superiores da mesmaseqüência de camadas, dos quais K. Holdhaus



193

(HOLDHAUS, 1919) determinouexclusivamente formas permianas, foiintroduzida a denominação grupo Serrinha,apesar de se tratar de camadas com o mesmoconteúdo fossilífero e idênticas ao grupoTerezina.Nas camadas vermelhas da série Rio do Rasto,que foram equiparadas, ou confundidasrespectivamente, com as camadas Santa Mariacom sáurios, do Rio Grande do Sul, sãoencontrados em Valões e Poço Preto em SantaCatarina, os filópodos Estheria e Leaia,determinados por F. R. Cowper Reed(COWPER REED, 1929; 1930). Estas camadasvermelhas contêm Estheria em toda suaespessura até imediatamente abaixo do arenitoBotucatu. Quanto às camadas de Valões e PoçoPreto com filópodos, não se tratam de horizontesda formação Estrada Nova s. str., comoanteriormente foi indicado, mas de sedimentossituados acima dos horizontes delamelibrânquios de Cowper Reed e Holdhaus.Nos próprios horizontes de lamelibrânquios,porém, também ocorre a fauna de filópodosdescritos por F. R. Cowper Reed. Nestasverificações baseia-se a nova classificação dascamadas entre o permiano e triássico (fig. 16).

C.4 – O carbonífero no Paraná e SantaCatarina, ou a série Tubarãorespectivamente

No Paraná e Santa Catarina, o carbonífero érepresentado apenas por sedimentos do carboníferosuperior, considerados antigamente como dopermiano inferior. Os fósseis marinhos da formaçãoglacial do grupo Itararé e a associação florística queresulta do conteúdo fossilífero da formação RioBonito com uma mistura entre elementos docarbonífero inferior e da mais antiga flora deGlossopteris, revelam com a maior probabilidade ocarbonífero superior. A flora carbonífera do Paraná eSanta Catarina exibe muitos elementos que atingemapenas o permiano inferior. A mescla de elementosda flora de Rhacopteris e Gangamopteris comGlossopteris, Phylloteca, Schizoneura,Noeggerathiopsis, Gondwanidium (Neuropteridium),Sphenophyllum, Lycopodiopsis e Lepidodendron naflora gonduânica sul-americana da formação RioBonito caracteriza a mais antiga flora gonduânicaque se desenvolveu no carbonífero superior médio eque, quanto à idade, talvez corresponda à flora docarbonífero produtivo do hemisfério setentrional,entre o westfaliano e stefaniano. No decorrer entre odevoniano médio e o carbonífero inferior foiformado o peneplano pre-gonduânico. Sobre estepaleoplano que, na região do Paraná, mergulho comoplano de declive para W e SW, deslizaram as massasdo inlandsis gonduânico procedentes de E.

a) A formação glacial ou grupo Itararé(sinal = Cg e Cm)

O grupo Itararé abrange os depósitos continental-glaciais e os glacial-marinhos da glaciação

NOTA: Grupo Barreiro - Durante a impressão destetrabalho, tivemos conhecimento de uma comunicação(Programa 1947, Annual Meetings, Ottawa – Ontário, p.1173), na qual Kenneth E. Caster e Setembrino Petrirecentemente incluem no carbonífero os arenitos Barreiro,como membro do grupo glacial Itararé. Relativamente àopinião de que os arenitos Barreiro representem sedimentosglaciais do grupo Itararé, já nos referimos nas nossas NotasPreliminares sobre uma nova estratigrafia do devoniano(MAACK, 1946b). Contra tal concepção atestam ahomogeneidade dos pedregulhos e seixos sem estrias,quase que exclusivamente constituídos por quartzo equartzitos, e as formas bem arredondadas, de caráterfluvial, do material dos bancos conglomeráticos, no seiodos arenitos Barreiro. Os pedregulhos e seixos, a deposiçãoem bancos e chapas, como também a freqüente estruturadiscordante diagonal (falsa estratificação) e entrecruzadacorrespondem ao arenito das Furnas. De nenhum modo, osarenitos Barreiro, com espessura até 200 m, pelo seucaráter litológico geral e pelos seus bancos homogêneos depedregulho, podem ser idênticos ao material glacialheterogêneo e ao aspecto geral do arenito de Vila Velha.

Igualmente chamamos a atenção para o fato de não ser estranhoencontrar-se, eventualmente, material de drift nas camadasdevonianas, uma vez que na base do arenito das Furnas sãoobservados sedimentos pre-devonianos de clima frio, ocorrendotambém material glacial de drift heterogeno.De outro lado, é possível que os arenitos da Serra Montenegrorepresentem realmente uma chapa de arenito das Furnas, elevadaa mais de 200 m sobre o nível dos folhelhos de Ponta Grossa.Esta possibilidade já foi por nósconsiderada, em vista do caráterde “horst” desta serra, possibilidade esta que já discutimos comKenneth E. Caster.Observa-se no lado N da Serra Montenegro um mergulho dachapa de arenito abaixo das camadas glaciais. Nos vales doflanco W, cerca de 75 a 150 m abaixo dos arenitos, afloramfolhelhos de Ponta Grossa (fig. 87). Uma linha de falha até omomento não pode ser verificada no limite entre estes folhelhose arenitos. Na parte S da serra tem-se impressão de uma chapade arenito das Furnas, tectonicamente elevada, inclinando paraN. No platô da serra não aparecem mais os folhelhos de PontaGrossa. Segundo estas verificações existe a possibilidade – semdispor de provas concretas – de que a Serra Montenegrorepresente uma chapa de arenito das Furnas, tectonicamenteelevada na parte sul.

Maack, R.


194

gonduânica. Segundo nossas pesquisas maisrecentes, a glaciação no Brasil Meridionaliniciou-se possivelmente no namuriano,prolongando-se para aquém do andarmoscoviano do carbonífero superior. Estascamadas jazem sobre os depósitos devonianosem leve discordância angular de 15-18 minutosde arco. Os sedimentos continental-glaciais sãoconstituídos por arenitos flúvio-glaciais eglacial-lacustres (fig. 34, 35, 91 a 95), argilasglaciais – varvitos e peloditos –, tilitos (fig. 93),conglomerados glaciais lavados e por arenitoseólicos e loess (MAACK, 1946a).Na região do norte do Paraná, podem serverificados quatro a cinco avanços principais dogelo e na região sul do Paraná, quatro avançoscom três a quatro fases interestadiais frias. Nempela seqüência, nem pela espessura dasedimentação podem ser comprovadas épocasinterglaciais mais quentes e mais extensas.No último terço da glaciação, o mar transgrediuaté a linha Mafra – Guaraúna (ex-Valinhos) –Ipiranga, substituindo os dois últimos horizontesde tilito desta zona por conglomerados de drift.Os sedimentos marinhos são ricos em fósseis.No Paraná, foram observados até agora trêshorizontes fossilíferos distintos entre osconglomerados de drift e em sedimentosneríticos azul-acinzentado-escuros (maioresdetalhes em MAACK, 1946a). Denominamos:

• o fácies continental-glacial formaçãoPalmira e

• o fácies glacial-marinho formação Taió.

No Paraná, a espessura de 316 a 367 mcorresponde aos depósitos continental-glaciais(sinal = Cg) e a de 65 a 103 m às camadasglacial-marinhas (sinal = Cm). Em SantaCatarina, predominam os sedimentos glacial-lacustres e glacial-marinhos. Naquele Estado sãoverificados apenas dois horizontes de tilito,sendo o conteúdo fossilífero distribuído atravésda espessura total de mais de 300 m dossedimentos glacial-marinhos.

b) As camadas com carvão ou formaçãoRio Bonito (sinal = Cc)

As camadas com carvão começam, no Paraná,gradativamente com arenitos, incluindo restosvegetais, e camadas argilosas escuras, ricas emfósseis da flora Glossopteris, engranzadas na

base, regionalmente, com as camadas glaciais. Naregião sul de Santa Catarina, como no Paraná, ossedimentos com carvão da formação Rio Bonito,desenvolvem-se gradativamente das camadasglaciais do grupo Itararé com o conglomerado deOrleans, com varvitos e arenitos flúvio-glaciais (fig.94 e 95). As camadas glaciais possuem, no sul deSanta Catarina, apenas a espessura de 52 m. Sendo asérie Tubarão, em virtude da sua importânciaeconômica, tratada mais detalhadamente quequalquer outra formação, na literatura geológicareferente ao Brasil Meridional, pormenores especiaisaqui não são necessários.Na constituição da formação tomam parteespecialmente arenitos, siltitos e folhelhos areno-argilosos que incluem cinco camadas, poucoespessas, de carvão, a saber:

Camada BonitoCamada Ponte AltaCamada IrapuáCamada Barro Branco eCamada Treviso

As camadas Barro Branco e Bonito são as de maiorimportância econômica. Na camada Barro Branco, oautor encontrou, na mina Próspera em Criciúma, aolado dos fósseis comuns da flora gonduânica, comoexemplar mais importante, o Lycopodiopsis derbyiRenault (fig. 16). A possança da formação RioBonito varia entre 80 e 150 m. Ocupaparticularmente a parte sul do litoral catarinense,entre Orleans, Criciúma e Lauro Mueller,encontrando-se sobre camadas glaciais no perfilBarracão – Bom Retiro, na latitude da chapada BoaVista e do Faxinal Preto, como também no perfilentre Rio do Sul e Serra Alta. Esta formação avançapara o Estado do Paraná entre os rios Butiá e TrêsBarras e atinge o vale do Tibagí, passando porTeixeira Soares, Reserva e Monjolinhos, ao norte dosalto Aparado. No Norte do Paraná, a jazida maisimportante de carvão acha-se desenvolvida entreCaeté, Barra Bonita e Tomazina, onde o carvãoatinge, às vezes, 50 cm de espessura.

c) A formação post-glacial ou camadasPalermo (sinal = Cc)

Esta formação em nenhum dos seus horizontessofreu as conseqüências da glaciação gonduânica,como aconteceu na formação Rio Bonito. Édesprovida de carvão e constituída principalmentepor folhelhos areno-argilosos, azul-acinzentados,



195

cinzento-claros, pardacentos ou amarelados epor arenitos vermelho-amarelados até brancos,estratos que se alternam numa espessura de 50 a90 m. As camadas contêm, ao lado deimpressões raras de plantas e insetos,especialmente pequenos lamelibrânquios,madeiras silicificadas, faixas e nódulos de sílex.As camadas Palermo ocorrem sempre comocapa na zona de distribuição dos horizontes decarvão da formação Rio Bonito. MackenzieGordon Jr. reúne o antigo grupo Bonito,denominando-o formação Rio Bonito, e ascamadas Palermo como grupo Guatá, divisãoque nós aceitamos em nossos trabalhos sobreLycopodiopsis derbyi (1947) e sobre os traçosfundamentais da geologia do Paraná e SantaCatarina (1947). Baseados nas nossas recentespesquisas das camadas glaciais e nasexplanações de Mackenzie Gordon Jr. (1947)apresentamos a seguinte subdivisão da sérieTubarão:

Série Tubarãob) grupo Guatá

2 – camadas Palermo1 – formação Rio Bonito (formação carbonífera)

a) grupo Itararé2 – formação Taió (fácies glacial-marinho)1 – formação Palmira (fácies continental-glacial)

C.5 – O permiano ou a série Passa Dois (sinal = Pmc)

Os depósitos permianos representam, no Paraná eSanta Catarina, a mais potente seqüência desedimentos que ocupa a maior área das regiõesdescritas. Nestas camadas verifica-se umaengranzagem complicada de fácies, ainda poucoestudada, de sedimentos neríticos, de lagunaslitorâneas e de estuário. Antigamente, era anexada aopermiano também a seqüência total das camadas dasérie Tubarão, inclusive os sedimentos glaciais dalapa. Porém, apenas as camadas betuminosas comMesosaurus do grupo Irati representam o primeirohorizonte seguramente permiano. Na seguinte tabelaindicamos nossa nova classificação da série PassaDois, não sendo possível publicar aqui mais detalhesde nossas respectivas pesquisas.

capa: arenito Botucatu terrestre, em parte fácies fluvial Pirambóia Discordância de erosão e transgressão (hiato)

Série Passa Dois2. Camadas vermelhas ou formação Poço Preto – folhelhos vermelho-

pardacentos escuros e rochas compactas, areno-argilosas, com filópodos :Estheria e Leaia ................................................................................................. ca. 15 – 65 m

Per

mia

nosu

peri

or (

?)

c) G

rupo

Rio

do

Ras

to 1. Formação Esperança – folhelhos e siltitos de coloração alternante, violácea,esverdeada, avermelhada, amarelada e azulada; camadas areno-argilosas, semcarbonato de cálcio, ricas em elementos da flora de Glossopteris; aindalamelibrânquios (Palaconeilo, Terraia, etc.) e filópodos (Estheria, etc.) ......... ca. 60 – 70 m

2. Camadas Terezina – Serrinha – folhelhos cinzentos, cinzento-esverdeados ecinzento-violáceos, com bancos calcáreos claros e escuros,predominantemente oolíticos, nódulos e arenitos calcáreos e faixas de sílex;na parte superior camadas areno-argilosas de desagregação esferoidal;folhelhos com concreções calcáreas ou folhelhos calcáreos (margas) comlamelibrânquios, filópodos, impressões vegetais e madeiras silicificadas(Lycopodiopsis derbyi, etc.)B – Horizontes 4 e 5, zona com Solenomorpha similis, Terraia, Jacquesia,

Pinzonellopis, Pseudocorbula e Myoconchana parte inferior bancos calcáreos escuros, cinza-claros ou diferentemente

coloridos e lentes calcáreas ou estreitas faixas de sílex, facialmenteengranzadas com os folhelhos da formação Estrada Nova s. str., oucamadas Serra Alta respectivamente

A – Horizontes 1 e 2, zona com Pinzonella, Terraia, Plesiocyprinella,Pleurophorus e Ferrazia .............................................................................. ca. 60 – 85 m

Per

mia

no in

feri

or (

?)

b) G

rupo

Est

rada

Nov

a

1. Formação Estrada Nova s. str., ou camadas Serra Alta respectivamente –folhelhos, finamente laminados, escuros, preto-esverdeados e arenitosargilosos, estriados, avermelhados ou amarelados e folhelhos areno-argilososou cinza-amarelados, com faixas e nódulos de sílex, madeiras silicificadas:Tietea e Dadoxylon ........................................................................................... ca. 95 – 145 m

(Cont.)

Maack, R.


196

(Cont.)3. Folhelhos betuminosos, pretos ........................................... ca. 2 – 10 m2. Folhelhos não betuminosos, escuros e pardos, em forma de lente, do tipo

Estrada Nova s. str. ................................. ca. 5 – 10 mP

erm

iano

infe

rior

a) G

rupo

Irat

i

1. Xistos betuminosos, compactos pretos, decomposição em folhelhos, comhorizontes calcáreos: Mesosaurus e crustáceos.......................................................................... ca. 60 – 90 m

Total ...........................................Em média ...................................

ca. 297 – 475 mca. 386 m

Concordância (?)lapa: Horizontes da série Tubarão – carbonífero superior

1) O grupo Irati (sinal = Pmc)

O grupo Irati desenvolve-se com limite nítidoem toda zona de distribuição das camadasgonduânicas, como horizonte-guia geral, comdepósitos xistosos bem formados, betuminosos epretos, desagregando-se em folhelhos finos epassando a cor por descoramento a branco ouazul-claro. Os xistos betuminososfreqüentemente incluem estratos e bancos decalcáreos claros. Às vezes, os calcáreos já jazemna base, como, por exemplo, a oeste deImbituva, limitando o grupo Irati com a sérieTubarão. As lentes calcáreas incluídas pelosxistos betuminosos podem atingir espessura demuitos metros, constituindo, então, um elementomorfológico particular na configuração dasuperfície do terreno. Na capa, desenvolvem-se,em concordância nítida, os folhelhos escuros daformação Estrada Nova s. str. diretamente sobreos xistos betuminosos pretos. Em certos lugares,principalmente no Paraná, na parte superior dosxistos betuminosos pretos, já são encontradosfolhelhos escuros, não betuminosos, com 5 a 10 mde espessura, do tipo dos folhelhos Estrada Novas. str. seguidos para cima, novamente, porfolhelhos betuminosos, pretos ou marromescuros, finamente laminados, com espessura de2 a 10 m*. Apenas então aparecem,concordantemente, os folhetos da formaçãoEstrada Nova s. str., ou das camadas Serra Altarespectivamente, que na zona de decomposiçãopodem ser facilmente confundidos com osfolhelhos intercalados, não betuminosos, dogrupo Irati. A intercalação de lentes defolhelhos, não betuminosos, do tipo da formaçãoEstrada Nova s. str. entre xistos betuminosos,

* Os xistos do grupo Irati incluem também extensascamadas de xistos pretos carbonosos e não betuminosos.

revela que as condições de sedimentação dos xistosescuros da formação Estrada Nova s. str.regionalmente já coexistiam com a deposição dosxistos betuminosos Irati. Assim originou-se umaengranzagem ou alternância rítmica do grupo Iraticom os folhelhos do grupo Estrada Nova, como sepode observar entre as camadas glaciais do grupoItararé e os horizontes de carvão do grupo Guatá outambém na capa entre as formações Estrada Nova s.str. e Terezina. Em virtude deste desenvolvimentosingular das camadas Estrada Nova, saídas do grupoIrati, e em consideração da uniformidade de todaseqüência de sedimentos do grupo Estrada Nova, aidade permiana superior torna-se duvidosa. Asrecentes pesquisas revelam uma unidade geológicapara a série Passa Dois, desde os xistos Irati até acapa da formação Terezina. Não correspondendoincondicionalmente o conteúdo fossilífero destaseqüência de sedimentos ao permiano superior eindicando, de outro lado, os fósseis vegetais antesuma associação florística do permiano inferior(Rotliegendes) do que permiano superior (Zechstein)consta em nossa nova tabela estratigráfica para ascamadas médias e inferiores da série Passa Dois,engranzadas facialmente, com reserva, aindapermiano inferior.Subdividimos o grupo Irati como segue:

3. folhelhos betuminosos, pretos;2. folhelhos não betuminosos, escuros oucinzentos;1. xistos betuminosos, com lentes e estratos decalcáreos.

A possança dos xistos Irati é variável e revela 30 m,62 m, 70 m, 75 m, 90 m e, raramente, até 100 m deespessura. O fóssil característico dos xistosbetuminosos pretos é um réptil de 40 a 60 cm decomprimento, descrito por Mac Gregor comoMesosaurus brasiliensis (WHITE, 1908). Noscalcáreos do grupo Irati encontra-se um réptilsemelhante, descrito por Cope, em 1885, como



197

Stereosternum tumidum. F. V. Huene é deopinião de que ambas as formas de répteis sãoidênticas ao Mesosaurus tenuidens Gervais(1867). Além dos répteis dos xistos Irati dosEstados de Santa Catarina e São Paulo, KarlBeurlen e J. M. Clarke descreveram as seguintesformas de uma fauna de crustáceos:

Entomostraca (Pygaspida):Pygaspis brasiliensis BeurlenPygaspis quadrata Beurlen

Malacostraca:(ordem Pygocephalomorpha):

Paulocaris pachecoi ClarkeLiocaris huenei BeurlenLiocaris angusta Beurlen

(ordem Anaspidacea):Uronectes braziliensis Clarke

Os xistos Irati ocorrem em toda extensão dafrente da Serra Geral em Santa Catarina,estendendo-se Paraná a dentro por Três Barras –São Mateus – Irati. Observam-se osafloramentos dos xistos betuminosos, passandopor Bitumirim (ex-Bom Jardim) – Ortigueira(ex-Queimadas) até o rio Tibagí, onde cruzam ovale deste rio no arroio Barra Grande. Seguempara leste, através dos rios Lageado Liso,Laranjinhas e das Cinzas, mergulhando,finalmente, sob camadas tectoras mais recentes.

2) O grupo Estrada Nova (sinal =Pmc)

As camadas do grupo Estrada Nova, quanto aolimite superior, entre o permiano e o triássicosuperior, representam uma formação, no sistemagonduânico, tão problemática e discutida comoas do grupo Rio do Rasto que seguem para cima.Segundo a primeira classificação estratigráficado sistema Santa Catarina, por WHITE (1908), ogrupo Estrada Nova terminava com um bancocalcáreo de 3 m de espessura, o calcáreo deRocinha, também denominado grupo Rocinha(fig. 96). Em pesquisas posteriores verificou-seque o banco calcáreo de Rocinha não representauma capa uniforme, ocorrendo apenas lentes ehorizontes calcáreos, engranzadosirregularmente com os folhelhos da formaçãoEstrada Nova s. str. Os horizontes calcáreos sobforma de chapas, lentes e bancos, mais ou menosespessos, distribuem-se sobre uma seqüência decamadas de 50 a 60 m, sendo intercalados,freqüentemente, por xistos duros, cinza-

esverdeados, finamente listrados, com ripple-marksou também folhelhos moles (fig. 97 a 100). Emvastas extensões podem faltar os calcáreoscompactos, sendo substituídos por folhelhoscalcáreos com nódulos calcáreos ou por arenitoscalcáreos (fig. 100). Entre os bancos calcáreos, doishorizontes são particularmente ricos emlamelibrânquios silicificados. A classificação destamalacofauna por COWPER REED (1928), comopertencente ao triássico superior, levou aodesmembramento dos horizontes calcáreos da sériePassa Dois e conseqüente inclusão na “série Rio doRasto”, como grupo Terezina, apesar daengranzagem facial com folhelhos escuros daformação Estrada Nova s. str. e sem considerar o fatode que HOLDHAUS (1919) havia descritoanteriormente dos horizontes superioresexclusivamente formas permo-carboníferas doslamelibrânquios, tais como: Solenomorpha altíssima,S. similis, S. intermédia e S. deflexa, Sanguinolitessp. e S. elongata, como também o novo gêneroPlesiocyprinella. A exatidão das determinações defósseis por HOLDHAUS foi posta em dúvida. Dasespécies de Solenomorpha, descritas porHOLDHAUS, COWPER REED (1929) colocouduas no gênero Cuspidaria, que ocorre desde otriássico, denominando-se Cuspidaria similis(Holdh.) e Cuspidaria ? deflexa (Holdh.). Alémdisto, F. R. Cowper Reed determinou uma espécie deSolenomorpha como Myophoria (Heminajas) ?intermedia (Holdh.). Baseado nos seus estudos doslamelibrânquios do Uruguai, Leslie R. Cox (1934)criou posteriormente o gênero Terraia altissima(Holdhaus) e também a forma Isocyprina reducta,descrita por F. R. Cowper Reed.Dos horizontes calcáreos que jazem 17,60 m abaixodo banco fossilífero de Holdhaus, no perfil dascamadas Terezina, e de um horizonte de folhelhosesverdeados, situado 1,60 m acima deste banco,COWPER (1928) descreveu de Malet, Rio Claro eÁgua Quente formas de lamelibrânquios somente dotriássico superior, das quais atribuiu posição chaveaos Myophoriopis e Pachycardia relativamente aocaráter triássico superior da malacofauna.Posteriormente, Josué Camargo Mendes, estudandomaterial fossilífero melhor conservado, revelou, em1944, 1945 e 1946, que os moluscos em questão nãopertencem aos gêneros Myophoriopis e Pachycardia,criando dois novos gêneros, Jacquesia ePinzonellopis (MENDES, 1945, A; 1944, C e 1945,C). Assim desaparece o argumento mais importanteem favor da idade triássica superior da faunamalacológica das camadas Terezina.

Maack, R.


198

Deve-se aduzir ainda que madeiras silicificadase impressões vegetais não foram encontradasapenas nos horizontes dos lamelibrânquios, mastambém, superiormente, em folhelhos calcáreose em camadas areno-argilosas. Os estudos destesvegetais fósseis, por Zeiller (HOLDHAUS,1919), revelaram apenas uma composiçãoflorística de elementos da flora paleozóica. Estefato, aliás, foi confirmado por achadosposteriores, pois nos mais diversos horizontesdas camadas Terezina foram verificadoselementos particularmente característicos daflora paleozóica, como especialmente,Lepidodendron e Lycopodiopsis derbyi, e foradestes Glossopteris angustifolia Brongn., Gl.browniana Brongn., Phylloteca, Pecopteris sp.,Sigillaria muralis, Taeniopteris, Tietea, etc.Destes elementos, Glossopteris angustifolia eGl. Browniana são encontrados na totalidade dascamadas gonduâncias, enquanto queLepidodendron e Lycopodiopsis acompanham odesenvolvimento das camadas gonduânicasapenas do carbonífero até o permiano. Trata-sede elementos típicos da flora gonduânica maisantiga que, como Sphenophyllum, desaparecemdefinitivamente com o término do permiano.Pecopteris e Taeniopteris, porém, são típicospara o permiano inferior, aparecendoTaeniopteris também nas camadas Beaufortinferiores da África do Sul. Mesmo a ocorrênciaeventual de Cladophlebis sp. entre os elementosflorísticos das camadas Terezina não pode sertida como prova para a idade triássica destascamadas. A associação deste vegetal com umaflora carbonífero-permiana típica indica antesuma idade paleozóico-permiana do que umamesozóico-triássica, correspondendo à uma floraque caracteriza as camadas Beaufort da Áfricado Sul, no limite entre o permiano e triássico. Ocaráter paleozóico dos elementos florísticos estáde pleno acordo com as determinaçõesfaunísticas de K. Holdhaus e com as recentespesquisas de Josué Camargo Mendes (fig. 16).Finalmente, é de particular importância o fato deque a fauna de crustáceos de Valões e PoçoPreto, os filópodos Estheria e Leaia, descritoscomo permo-carboníferos por F. R. CowperReed, não ocorrem em camadas Estrada Nova s.str. típicas, mas sim nos horizontes vermelhosdo grupo Rio do Rasto, denominados por nósformação Poço Preto. Estes filópodos, porém,surgem já nos horizontes de lamelibrânquios dascamadas Terezina, sendo encontrados

novamente até poucos metros abaixo da base doarenito Botucatu. Todos estes argumentos depõem,de modo claro e convincente, em favor da idadepaleozóica da seqüência total de camadas, desde osxistos Irati até a base do arenito Botucatu. Esteresultado ainda é acentuado pela seqüênciaconcordante de camadas, na qual não se podeobservar alguma discordância importante e nem umhiato. A sucessão imediata do triássico superior aopermiano superior exige logicamente um hiato.Porém, o hiato entre permiano e triássico verifica-seapenas na discordância de erosão entre as camadasvermelhas Rio do Rasto e a base do arenito Botucatu(fig. 10). Por este motivo e considerando também aengranzagem facial com a formação Estrada Nova s.str., anexamos as camadas Terezina novamente àsérie Passa Dois do permiano, subdividindo aseqüência das camadas do grupo Estrada Nova em:

1. Formação Estrada Nova s. str., ou camadasSerra Alta respectivamente

2. Camada Terezina - Serrinha

a) A formação Estrada Nova s. str. ou camadasSerra Alta respectivamente

Esta formação é constituída por uma alternância defolhelhos finos, preto-esverdeados, com pequenaslentes calcáreas, por xistos listrados, cinzento-esverdeados e por arenitos argilosos, vermelho-amarelados. Como mencionamos acima, os folhelhosescuros, ou preto-esverdeados, acham-sedesenvolvidos já na capa do grupo Irati, entre xistosbetuminosos. A espessura total da formação EstradaNova s. str. varia entre 90 e 145 m. A seqüênciadestas camadas, particularmente na capa, écaracterizada por faixas estreitas ou nódulos grossosde sílex. Pequenas lentes calcáreas observam-seespecialmente no perfil Imbituva – Prudentópolis noEstado do Paraná. As camadas são ricas em madeirassilicificadas, levadas pela água aos depósitos deestuários ou neríticos. Entre as numerosas espéciesde madeiras, foram determinadas até agora:Dadoxylon nummularium, Sigillaria muralis, Tieteasingularis e Tietea sp.

b) As camadas Terezina – Serrinha

As camadas Terezina – Serrinha representam umaseqüência de bancos calcáreos na capa da formaçãoEstrada Nova s. str., sem discordância ou hiatoverificável. Uma limitação nítida das camadasTerezina com a formação Estrada Nova s. str. não sepode observar, em vista da engranzagem facial. Em



199

várias regiões de Santa Catarina, os folhelhospreto-esverdeados típicos das camadas EstradaNova s. str. foram encontrados ainda sobrehorizontes calcáreos de Terezina, por exemplo,no km 46 a oeste de Serra Alta. Entre os bancoscalcáreos ocorrem xistos duros, cinzento-esverdeados ou de cor variegada, com ripple-marks, e, na capa, arenitos calcáreos e folhelhoscalcáreos claros, cinzento-azulados, cinzento-violáceos ou cinzento-esverdeados com nóduloscalcáreos (fig. 100). Particularmente típicas sãoas camadas areno-argilosas, de desagregaçãoesferoidal, notavelmente desenvolvidas noslugares onde faltam os bancos calcáreos duros,por exemplo, no morro do Panelão, em SantaCatarina, ou no perfil a oeste de Prudentópolis,no Paraná (fig. 101). A seqüência total dascamadas revela notável riqueza emlamelibrânquios e fósseis vegetais conduzidospela água aos sedimentos marinhos. Oscalcáreos oolíticos predominantes, com seusbancos fossilíferos são de origem marinha.Semelhantemente à formação Estrada Nova s.str., uma parte das camadas sofreu umasilicificação posterior, explicada por ViktorLeinz pelas extensas intrusões e efusões post-triássicas de rochas eruptivas básicas. Os bancoscalcáreos são membros incontínuos naseqüência. Enquanto que em alguns lugares,bancos isolados se repetem numa seqüência decamadas de 30 a 50 m de espessura, em outrossão representados apenas por lentes ou chapascalcáreas de 0,5 a 1 m de espessura ou faltam,sendo substituídos por arenitos calcáreos.Os horizontes fossilíferos das camadas Terezinaforam divididos por F. L. Moraes Rego nosgrupos Terezina e Serrinha. De outro lado,OPPENHEIM (1934) indicou as seguintes trêsformações:

Camada RocinhaCamada TerezinaCamada Serrinha

Avelino Ignácio de Oliveira e Othon HenryLeonardos apenas mencionam as formaçõesTerezina e Serrinha, fundamentando-as por umafauna característica (OLIVEIRA eLEONARDOS, 1943). Consta como fóssil-guiada formação Terezina Pachycardia(Pinzonellopis segundo Mendes) e, como tiposcaracterísticos da formação Serrinha Isocyprina,Terraia altissima Holdhaus e Myophoria

(Jacquesia segundo Mendes). Mas, estes doishorizontes fossilíferos típicos estão situados, commuitos outros, em tão pequena distância verticalnuma seqüência de camadas concordante elitologicamente igual, de modo que a separação emdois grupos ou formações distintas não parececonveniente. As formações Terezina e Serrinha sãoidênticas.A espessura das camadas calcáreas e dos sedimentosareno-argilosos de desagregação esferoidal daformação Terezina varia, em conseqüência daengranzagem facial com a formação Estrada Nova s.str., entre 60 e 85 m. Pode, entretanto, diminuir aespessura até 48 m, ocupando, então, os bancoscalcáreos um espaço muito reduzido. O seguintegráfico elucida a disposição das camadas Terezina –Serrinha (fig. 9).

3) O grupo Rio do Rasto (sinal = Pu)

WHITE (1908) identificou primeiramente ascamadas vermelhas Rio do Rasto com as camadasSanta Maria, com os Rhynchosaurus, do Rio Grandedo Sul, sem basear-se em levantamentos de perfis oupesquisas petrográficas. Desde então, também ascamadas vermelhas na capa da série Rio do Rasto,no Paraná e Santa Catarina, foram denominadasGrupo Santa Maria. Porém, no perfil Rio Pardo –Santa Cruz e São Sepé – Santa Maria, pode serverificado que as camadas da formação Santa Mariacom os sáurios encontram-se mais para cima, sendoseparadas inferiormente das camadas Rio do Rasto esuperiormente do arenito Botucatu por discordânciasde erosão. Os mesmos folhelhos argilosos,vermelhos, das camadas Rio do Rasto com bancosde arenito vermelho na capa, como se observam emPorto União e na Serra da Bocaina em SantaCatarina, afloram também à margem do rio Pardo,sob a formação Santa Maria. De especialimportância é o fato de encontrarmos, em nossasúltimas pesquisas, nos horizontes vermelhos dogrupo Rio do Rasto, os filópodos fósseis de Valões ePoço Preto, descritos por COWPER REED (1929;1930).Entre as camadas calcáreas da formação Terezina eas camadas vermelhas do grupo Rio do Rastodesenvolve-se uma seqüência de horizontes semcarbonato de cálcio, areno-argilosos, de coloraçãovariegada – avermelhados, esverdeados, violáceos eamarelados –, cuja espessura varia entre 60 e 70 m.Particularmente, os horizontes inferiores destesdepósitos são ricos em impressões vegetaistransportados pela água, pertencentes à flora de

Maack, R.


200

Glossopteris (Glossopteris indica, G.browniana, Pecopteris sp., Calamites,Phylloteca, etc.), revelando igualmentenumerosos bancos fossilíferos comlamelibrânquios (Palaeoneilo) e os filópodosEstheria e Leaia. Separamos estas camadas,isentas de calcáreos, de coloração variegada, doshorizontes calcáreos de Terezina – Serrinha,denominando-as, como anteriormente,formação Esperança (MAACK, 1937).Distinguimos, portanto, no grupo Rio do Rastoas seguintes formações:

1. Uma formação de camadas areno-argilosas,de coloração variegada que, em contraste com oshorizontes calcáreos e com os bancos dedesagregação esferoidal de Terezina – Serrinha,são isentas de calcáreos, desagregando-se empalhetas finas como folhelhos; em nossa novatabela estratigráfica aparecem como formaçãoEsperança. Os diversos horizontes, de coresalternantes, são nitidamente limitadas entre si(fig. 102 e 103). Como limite inferior observa-seum horizonte argilo-arenoso, avermelhado, ouvermelho-violáceo, revelando evidentementeuma mudança das condições de sedimentação emcomparação com as camadas Terezina. Na basedeste horizonte avermelhado encontra-se umaleve discordância, limitada regionalmente, sobforma de uma linha ondulada, observável, porexemplo, a oeste de Serra Alta. O limite com ascamadas Terezina freqüentemente é formado porum arenito calcáreo cinzento, sendo em algunspontos de difícil verificação na zona dedecomposição, em virtude da coloraçãosemelhante aos folhelhos inferiores. As camadasda formação Esperança podem ser separadasfacilmente dos folhelhos calcáreos por simplesteste químico.

2. Uma seqüência de estratos limo-argilosos,notavelmente vermelho-castanhos ouintensamente vermelhos, freqüentementeformando bancos compactos, desagregando-sesempre em fragmentos mais grosseiros do que osfolhelhos, finamente laminados, das camadasEstrada Nova até a formação Esperança. Desteshorizontes vermelhos procedem os filópodos,examinados por F. R. Cowper Reed, Estheriaregularis, E. neotropica, E. subalata, comoLeaia pruvosti, L. curta e L. unicosta, faunaque Cowper Reed designou como permo-carbonífera. Encontramos Estheria ainda nascamadas vermelhas Rio do Rasto, 19 m abaixoda base do arenito eólico Botucatu e 1 m abaixoda base de um arenito fluvial, argiloso evermelho, no pedestal da serra Esperança, noParaná, e na Serra da Bocaina, em Santa Catarina(fig. 104). Denominamos estas camadas

vermelhas do grupo Rio do Rasto formação PoçoPreto, em vista de que naquele lugar foram achados,pela primeira vez, os filópodos.

Considerando-se a idade geológica da fauna doscrustáceos, determinados por F. R. Cowper Reed, e ofato do desenvolvimento concordante das camadasda série Passa Dois até estes horizontes vermelhos,sem indícios de uma discordância de erosão ou deum hiato, que documentaria o limite entre opermiano superior e o triássico superior, colocamosas camadas Rio do Rasto no permiano superior,anexando-as à série Passa Dois. Apenas acima doshorizontes vermelhos do grupo Rio do Rasto eabaixo do arenito Botucatu pode ser observada agrande discordância de erosão com o hiato entre opermiano e o triássico, faltando, tanto no Paranácomo em Santa Catarina, a formação Santa Mariacom os sáurios (fig. 10 e 16).

D – ERA MESOZÓICA

Dentro dos depósitos mesozóicos do BrasilMeridional, apenas uma única formação, pelo seuconteúdo fossilífero, teve a sua idade geológicapaleontologicamente determinada. Trata-se dascamadas vermelhas Santa Maria, no Rio Grande doSul com os Anomodontia, Cynodontia,Rhynchosauridae, Pseudosuchia e Saurischia dotriássico superior. Entretanto, a idade do arenitoterrestre Botucatu, que segue superiormente, ainda éincerta, em virtude da falta de fósseis. De modogeral, considera-se para este arenito, como idademais provável, o rético, isto é, o triássico superior.Admite-se, geralmente, também ainda o rético para oderrame superior de eruptivas básicas e os diques,sills e stocks de diabásio, entremeados no sistemagonduânico. É bem possível, contudo, que, tanto oarenito Botucatu como o lençol eruptivo, pertençamao jurássico inferior, ou ao andar liássicorespectivamente. Isto é muito provável, pelo menos,para o lençol eruptivo, de modo que o triássico érepresentado, no Paraná e Santa Catarina, apenaspelo arenito terrestre Botucatu. Portanto, o períodotriássico no Brasil Meridional, desde o triássicoinferior até o médio, revela uma época de intensaerosão e denudação, da qual resultou, de um lado, adiscordância e o hiato entre as camadas Rio do Rastoe Santa Maria e, por outro, entre o arenito Botucatu eas camadas rio do Rasto. Na base do arenito eólicoBotucatu, freqüentemente pode ser observado umfácies fluvial, com arenitos argilosos, vermelhos, deestratificação cruzada rasa e com estratos de



201

pedregulho. A discordância entre o paleozóico eo mesozóico, então, é encontrada abaixo destefácies fluvial. Comparamos este fácies fluvial,argiloso, vermelho, com o arenito Pirambóia doEstado de São Paulo, denominando estaformação no Paraná e Santa Catarina, por estemotivo, fácies Pirambóia do grupo Botucatu.Arenitos também ocorrem ainda entre osdiversos lençóis de rochas eruptivas básicas.Areias posteriormente silicificadas preenchemfendas da capa eruptiva, de modo que dentrodeste derrame eruptivo aparecem arenitos emforma de diques. Também acima das rochaseruptivas básicas, a sedimentação de arenitoseólicos mesozóicos continuou como indício deuma paisagem desértica mesozóica. Estesarenitos da capa, cuja idade mais provável é oliássico, foram por nós denominados de arenitode São Bento superior ou Caiuá (MAACK,1941).

Entre o arenito Caiuá e o lençol de trapp, assimcomo na capa, não podem ser observadas as camadaslacustres e calcáreas Bauru do período cretáceo. Oarenito Caiuá desenvolve-se, no Paraná,imediatamente sobre o lençol eruptivo, por assimdizer, partindo diretamente da última fase doderrame. Estas verificações são importantes, quantoà posição estratigráfica do arenito Caiuá, o qualpretende-se, recentemente, anexar de novo àscamadas Bauru, ou ao cretáceo respectivamente(OLIVEIRA e LEONARDOS, 1943, p. 418).Segundo nossas pesquisas, a sedimentação terrestre-eólica predomina desde o arenito São Bento inferiorou Botucatu, durante todo o período vulcânico, até oarenito São Bento superior ou Caiuá. As camadasBauru, pelo contrário, representam, em sua maiorparte, depósitos lacustres com calcáreos. Baseadosnestas verificações, chegamos à seguinte subdivisãodo mesozóico, no Paraná e Santa Catarina:

capa: solos de decomposição recentes

Liá

ssic

o (?

)

c) Arenito São Bento superior ou Caiuá: arenitos eólicos,vermelhos como capa e intercalados nos lençóis eruptivossuperiores ou silicificados em fendas .................................... ca. 20 – 270 m

Jurá

ssic

o (?

)

Liá

ssic

o ou

réti

co (

?)

b) Lavas da Serra Geral ou trapp do Paraná. Lençóis eruptivosbásicos com arenitos eólicos intercalados; intrusões dediabásios, porfiritos e andesitos em diques, sills e stocks;gabros e dioritos como plutonitos .......................................... ca. 50 – 800 m

a) 2. Arenito São Bento inferior ou Botucatu, arenitos eólicos,avermelhados, amarelados ou brancos e depósitos em baciassem escoamento de uma paisagem desértica ........ ca. 50 – 260 m

D –

2 S

érie

São

Ben

to

Tri

ássi

cosu

peri

or

Rét

ico

(?)

1. Arenitos fluviais, argilosos, vermelhos, com estratos depedregulho; fácies Pirambóia (?) .................................. ca. 5 – 10 m

discordância de erosão e transgressão

D –

1 F

orm

ação

Sta.

Mar

ia

Tri

ássi

co s

uper

ior

Keu

per

infe

rior Argilas vermelhas; arenitos vemelhos com estratificação

esntrecruzada; com Rhynchosaurus e Cynodontia, etc.;madeiras fósseis; observados apenas no Rio Grande do Sul ...

ca. 70 – 85 m

Total .......................................... ca. 195 – 1425 mimportante discordância de erosão e hiato, por vezes leve discordância angular

lapa: camadas vermelhas Rio do Rasto com Estheria

Maack, R.


202

D.1 – Período triássico : Andar Keuperinferior ou formação Santa Maria

As camadas com répteis até agora não foramverificadas nem no Paraná, nem em SantaCatarina, por cujo motivo prescindimos aqui depormenores. A formação Santa Maria, no Estadodo Rio Grande do Sul, é constituída por arenitosvermelhos, com estratificação entrecruzada rasa(fig. 105), por camadas de folhelhos, vivamentevermelhos, e por argilas maciças, da mesma cor.Horizontes com madeiras fósseis jazem 33 a36 m sob a base do arenito Botucatu, ocorrendo17 m abaixo destes (50 a 53 m abaixo doBotucatu) as argilas vermelhas, lavadas eerodidas em voçorocas, com grande quantidadede restos ósseos de uma fauna de répteis do tipoKeuper. Em Santa Maria da Boca do Monteforam encontrados, entre Rhynchosauridae, oconhecido Scaphonix fischeri Woodward eCephalonia lotziana v. Huene; além destesocorrem Cynodontia e Pseudosuchia. EmChiniqua – São Pedro até agora foramverificados 4 Cynodontia, 6 Pseudosuchia e 1Saurischia, como também 3 Anomodontia, entreos quais foi determinado o Stahleckeria potensv. Huene. Também de Santa Cruz (Candelária),no Rio Grande do Sul, Romer e Pricedescreveram uma fauna semelhante com umgigantesco Dicynodontia, o Stahleckeria lenziiRomer & Price.

D.2 – A Série São Bento

1) O andar rético do triássico (liássico?),ou arenito São Bento inferior ouBotucatu (sinal = Trc)

O arenito Botucatu transgride muito além dabase das outras camadas gonduânicas, jazendo,muitas vezes, imediatamente sobre rochascristalinas do peneplano pre-gonduânico. Emvista do arredondamento e polimento dos grãosde quartzo, a limitação inferior do arenitoBotucatu eólico, em casos duvidosos, pode serverificada já por uma simples lupa. Maioresdificuldades existem quando na base jaz o fáciesfluvial Pirambóia com arenitos argilosos,vermelhos, constituídos por material dedesagregação das camadas vermelhas Rio doRasto, contendo, então, o mesmo materialsedimentar fino e vermelho-escuro. Nestes

casos, a discordância de erosão entre o permianoe o triássico e, por vezes, estratos de pedregulho,ou camadas com estratificação entrecruzadarasa, evidenciam claramente o limite inferior dotriássico no Paraná e Santa Catarina (fig. 10 a-c,11 a, 103, 104 e 106).A cor do arenito eólico Botucatu com suaestrutura típica das areias movediças (fig. 106) épredominantemente vermelho-clara, e, às vezes,amarela e branca. Nos bancos de arenitos, osdreikanters não são raros. Pela lavagem dasuperfície (Flächenspülung), os depósitosfluviais revelam engranzagem com o fácieseólico. O arenito Botucatu, em seudesenvolvimento integral, é caracterizado pelosdepósitos desérticos em forma de dunas, escudosarenosos e sedimentos fluviais de depressõessem escoamento. A limitação com as rochas detrapp mostra um plano erodido, mas asedimentação eólica se prolongou tambémdurante a época vulcânica.O fácies fluvial Pirambóia do arenito Botucatumede, em média, 5 a 10 m de espessura,podendo atingir até 20 m. O fácies eólico doarenito Botucatu revela espessura variável,oscilando entre 50 e 260 m. Na extensão total daSerra Geral, da Serra do Espigão e da Serra daBoa Esperança, o arenito Botucatu formadegraus e paredões (fig. 38 a 40 e 107).

2) O lençol eruptivo básico do andarrético (?) ou liássico (?) (sinal = Tr)

As rochas eruptivas básicas escuras queromperam em fendas a seqüência total dascamadas gonduânicas, cobrindo-as com lençóis,são denominadas lavas da Serra Geral ou trappdo Paraná. O derrame eruptivo freqüentementeinclui ainda grandes chapas ou bancos dearenitos vermelhos, ou lençóis singulares detrapp alternam com bancos de arenito. Taisarenitos incluídos no lençol de trapp são, nacapa, fortemente cozidos e contêm bombasvulcânicas. Da maneira da disposição dosarenitos e das lavas derramadas sobre elesressalta claramente que a sedimentação doarenito Botucatu eólico, nas suas partessuperiores, coincide com a formação dos lençóiseruptivos. A figura 11 representa as relações dejazimento entre o arenito Botucatu e a capa derochas eruptivas.



203

As lavas ascenderam por fendas de tração que,tanto no litoral como no planalto do interior,cortam, em paralelismo notável, rochascristalinas e camadas gonduânicas, na direçãoN40-45ºW. Os diques são predominantementeverticais. Raramente ocorrem diques cominclinação oblíqua ou em ziguezague irregular,como geralmente são representados nos perfisesquemáticos (fig. 68). Os plutonitoscorrespondentes, dos diques e dos lençóis delava básicos, afloram apenas em casos especiais,como, por exemplo, gabro nos cortesprofundos dos vales que levam ao rioRibeira, entre os km 12 e 14,8, ao longo e aolado da estrada Paranaí – Curitiba (fig. 7a) e noribeirão Laranjal no município de Imbuial(Bocaiúva do Sul), como dioritos no litoral e noprimeiro planalto do Paraná. Uma rochagabróide observa-se no pedestal do morro doJahn, a oeste de Joinville.Entre as rochas eruptivas básicas do grandederrame de trapp do Paraná distinguimos doistipos principais de rochas, aos quais juntam-sealgumas variações, caracterizadas somente pelatextura. São eles:

1. Meláfirosvariações: a) meláfiros com drusas grossas e

preenchimentos silicosos, comoágata, ametista e cristal de rochab) meláfiros com drusas finas decalcita e heulanditac) espilitos

2. Diabásiosvariações: a) diabásios intersticiais

b) diabásios-porfiritos(basaltitos ou augita-porfiritos)c) toleitos

Nos preenchimentos de fendas, isto é, das rochasde diques e sills, predominam diabásios degranulação fina até grosseira; entretanto,também diabásio-porfiritos e andesitos ocorremfreqüentemente em diques. Uma diferenciaçãoácida, com quartzo-(dacito-) porfirito, degranulação grossa, numa extensa dilatação deum dique de andesito, em Fortaleza nomunicípio de Tibagí, foi introduzida por ViktorOppenheim, na literatura geológica comosienito-pórfiro de Tibagí (MAACK, 1946b).Estes sienito-pórfiros porém, não verificamos nazona mencionada por Oppenheim; procuramos olugar segundo o mapa de Oppenheim,encontrando lá apenas andesitos e quartzo-

(dacito-) porfiritos. Nas rochas dos diques neo-até post-triássicos, do litoral até os planaltos doParaná e Santa Catarina, distinguimos tambémapenas dois tipos principais de rochas básicas, asaber:

1. Diabásios de granulação fina até grosseira,de textura ofítica ou intersticial

variações: diabásio-porfirítico2. Andesitos de textura porfirítica

variações: quartzo-(dacito-) porfirito

Como rochas plutônicas juntamos:

1. Gabro de granulação média e gabro-porfiritos

2. Dioritos e quartzo-dioritos

Levantando-se um perfil dos diversos lençóis delavas da bacia do Paraná, verificam-se, numaalternância determinada, lavas em blocosgrosseiros, isto é, meláfiros com drusas grandes,camadas laminadas de diabásios intersticiais(fig. 108), meláfiros com drusas finas de calcitae heulandita, diabásios de desagregaçãoesferoidal (fig. 111) e Fladenlava (lava cordada,fig. 110). Ao longo da Serra da Boa Esperança,os diabásio-porfiritos formam os derramessuperiores, particularmente na Serra Bufadeira,Serra dos Agudos (fig. 41), Serra da Pitanga e,no planalto, nas vizinhanças de Guarapuava.Alguns perfis através dos lençóis de eruptivasbásicas elucidam o ritmo do derrame (fig. 12).Os diques de diabásio ocasionam os númerosrápidos e saltos nos rios dos planaltos do Paranáe Santa Catarina, formando-se, muitas vezes,pela força de erosão das águas, profundosentalhes ao longo das linhas de estrutura oudiáclases (fig. 112). Também pelas bordasescalonadas das chapas estruturais dos lençóiseruptivos são originados rápidos e saltos noterceiro planalto (fig. 42, 46, 47 e 113).

3) O arenito São Bento superior ou Caiuádo jurássico inferior, ou do andarliássico respectivamente (sinal = J)

As condições de sedimentação, predominantesdurante a deposição do arenito São Bentoinferior, ou Botucatu respectivamente,amontoados arenosos eólicos numa paisagemdesértica mesozóica, continuaram também naúltima fase dos derrames vulcânicos e na época

Maack, R.


204

post-vulcânica. Entre os lençóis eruptivossuperiores acham-se bancos arenosos cozidos,sendo preenchidas muitas fendas da superfícieescabrosa do último lençol de lava com areiaseólicas, as quais, pela silicificação posterior,formam, de certo modo, diques de arenito nacapa eruptiva. Diretamente sobre o lençol detrapp ainda foi depositada areia movediça sobforma de escudos arenosos e campos de dunas.Esta areia desértica constitui agora o arenitosupratrapp vermelho-escuro e fortementeferroso em sua base, pela influência do derramede lava, arenito que denominamos São Bentosuperior, ou Caiuá respectivamente (MAACK,1941). Portanto, no Paraná, este arenitodesenvolve-se imediatamente da capa eruptiva,ainda em conexão com a última fase de derramedas lavas. O arenito Caiuá foi separado, comomembro da base, das camadas Bauru por G.Florence, J. Pacheco e Chester W. Washurne(1930), e tratado como formação independenteque se desenvolve diretamente sobre as rochaseruptivas básicas. Arenitos vermelhos,observados supostamente entre as camadascalcáreas e lacustres Bauru, não podemcorresponder ao arenito Caiuá.Apesar de termos referido já nos anos de 1936,1937, 1940 e 1941 (MAACK, 1937 e 1941),pela primeira vez, à existência do arenito Caiuácom representação cartográfica quanto à suadistribuição, o mesmo não é mencionado, para oParaná, nem na “Geologia do Brasil”(OLIVEIRA e LEONARDOS, 1943), nem porPAES LEME (1943). No mapa geológico doBrasil de 1943 não é reproduzido de acordo comnossas indicações cartográficas de 1940 e 1941.Neste mapa que acompanha também a“Geologia do Brasil”, o limite sul do arenitoCaiuá aparece ainda muito além do rio Piquirí, oque não corresponde à realidade (ver mapa emMAACK, 1941).No Paraná, o arenito Caiuá abrange uma área deaproximadamente 14.000 km2, ultrapassandomuito a zona de distribuição do devoniano. Aespessura da chapa de arenito, nas mesetas dazona limítrofe leste, perto de Sabaudia e asudeste de Campo Mourão, é de 20 a 60 m,crescendo para oeste até 270 m. Mergulha numainclinação de 0,89 m por quilometro para norte,em direção ao rio Paranapanema, e 2,63 m porquilometro para oeste, rumo rio Paraná. Oarenito castanho-avermelhado exibe estruturaeólica bem típica que, atualmente, pela lavagem

das linhas de estrutura, pode simular ummergulho forte em vista da inclinação de 30º daestratificação entrecruzada, de modo que sempreas linhas inclinadas tocam linhas horizontais(fig. 114). Na zona de decomposição, o arenitoCaiuá transforma-se em areia avermelhada, fofae profunda. Em conseqüência do grande teor emferro, freqüentemente formam-se, peladesagregação, grandes blocos de canga queocorrem mormente sobre as chapas de arenitosnos vales dos rios (fig. 115).Em Santa Catarina, o arenito Caiuá até agoranão foi verificado. Glycon de Paiva menciona,porém, de uma perfuração em Lajes, sedimentosvermelhos, supratrapp de 50 m de espessura,sendo ainda incerto se se trata do arenito Caiuádas camadas Bauru (?) ou de solos dedecomposição profundamente laterizados (vide“Geologia do Município de Lajes”, 1932, p. 8).A fig. 13 representa o jazimento do arenitoCaiuá sobre mesetas a sueste de Campo Mourão.

D.3 – Rochas eruptivas mais recentes,ricas em sódio, na região doParaná e Santa Catarina: rochasalcalinas de idade incerta(cretáceo ?) (sinal = Ki)

No Paraná, as formações mesozóicas terminam,aparentemente, com o arenito Caiuá.Imediatamente sobre a seqüência total dossedimentos jazem solos de decomposição maisrecentes. Porém, em Santa Catarina, após otérmino das grandes efusões de lençóis básicos,efetuaram-se intrusões mais recentes comefusões vulcânicas de magmas ricos em sódio.Assim, as camadas gonduânicas no planalto deSanta Catarina, aproximadamente 9 km aonordeste de Lajes, são atravessadas portinguaitos e fonolitos, – descritos por Glycon dePaiva e Otávio Barbosa (1933) –, formando ostock do Morro do Tributo (fig. 67).Acompanhando o stock de fonolito, ocorremdiferenciações em diques e veios, como augitito,limburgito e monchiquito. Outras rochasnefelínicas, chonquinito (shonkinito), ijolito ejacupiranguito-piroxenito, romperam os granitosdo complexo cristalino, pouco a oeste deAnitápolis. Provavelmente, as fontes termais(caldas) do litoral catarinense estão relacionadascom os rompimentos destas rochas alcalinas.



205

No Paraná, além do gabro (“bocaiuvito”segundo GUTMANS, 1943) dos km 12 a 14,8da estrada da Ribeira, o qual, em virtude dapresença do anortoclásio, revela leve tendênciaalcalina, neste Estado até agora foramverificados apenas dois pequenos afloramentosde rochas alcalinas, a saber o aplito-granito deSanto Ignácio, em Curitiba, descrito por LEINZ(1937) como paisanito, e o sienito alcalino deTuneiras mencionado por Paulino Franco deCarvalho e J. Menescal Campos (1937).A idade geológica das rochas alcalinasbrasileiras ainda é problemática. DjalmaGuimarães (1933, 1943 e 1947) as descrevecomo produtos de diferenciação do magma-mater gabróide-basáltico dos derrames de trappdo Paraná, indicando como idade o rético.Mesmo concordando com Djalma Guimarães notocante às suas ótimas explanações sobre aorigem e desenvolvimento dos magmasalcalinos chegamos a conclusões diferentesrelativamente à sua idade geológica. A idade dasrochas alcalinas é menos um problema químico-físico ou petrográfico do que uma questãopuramente geológica. Intrusão e efusão dosmagmas alcalinos não precisam,necessariamente, ter ocorrido em continuaçãoimediata à formação das rochas do trapp doParaná. Das pesquisas geológicas ressalta que osmagmas gabróides basálticos ascenderam com aformação das fendas de tração. O rompimentodos magmas alcalinos, porém, observa-serelacionado aos efeitos de tensões tectônicas,por falhas, e à formação de chaminés deexplosão vulcânica. Portanto, o vulcanismo maisantigo relaciona-se com movimentos tectônico-tangenciais e o mais recente com movimentostectônico-verticais. Conseqüentemente,encontram-se em primeiro plano de discussão osfenômenos geológicos, aos quais pode estarligada a ascensão dos magmas foiaítico-teralíticos com suas rochas nefelínicas, melilita-basaltos, limburgitos e alnoitos, etc. A nossover, a ascensão dos magmas gabróides ebasálticos e as efusões dos lençóis básicos estãoligadas à formação de fendas de tração emconexão com a separação da Terra de Gonduana,originalmente unida, e à formação da fendaatlântica, no início do jurássico. As injeções,rompimentos explosivos e efusões dos magmasalcalinos significam o fim dos gigantescosfenômenos vulcânicos, ocorridos durante omesozóico, marcando o começo de movimentos

tectônicos mais recentes resultantes de tensõesda crosta que, por sua vez, iniciaram a fase eo-andina da orogenia terciária. Em consideraçãodestes fatos, as rochas alcalinas são antes post-jurássico-cretáceas do que triássico-jurássicas.Segundo nossa opinião, as rochas alcalinas deSanta Catarina pertencem à relação dasocorrências vulcânicas que, em Minas Gerais,formaram as chaminés de explosão com asmencionadas rochas alcalinas, altamente básicas,as quais ainda atravessam lençóis de picrito-porfirito, derramados sobre os arenitostriássicos. Os tufos que acompanham estasrochas vulcânicas encontram-se sempre acimado arenito Areiado triássico (= Botucatu),enquanto que os preenchimentos das chaminésainda contêm fragmentos de augita-porfiritos erochas nefelínicas. Também na África do Sul,relacionaram-se as chaminés de explosão dosmelilita-basaltos, limburgitos e kimberlitos, –correspondentes às rochas eruptivas altamentebásicas do oeste de Minas –, com o vulcanismoStormberg jurássico e com os diabásios deKarru, considerando-os conseqüência imediatadestes acontecimentos vulcânicos. Contudo, foiverificado que os kimberlitos do distrito deHeidelberg, na Terra do Cabo, atravessamcamadas do cretáceo inferior que, no cretáceosuperior, ainda sofreram perturbações tectônicas.Com isto foi constatado um grande espaço detempo entre o vulcanismo Karru-Stormberg e aformação das chaminés (pipes) de explosõesvulcânicas. Daí resulta o fato de que os melilita-basaltos e os kimberlitos ascenderam apenas nofim do mesozóico, ao iniciar-se o eo-terciário(paleoceno). Corresponde isto, a nosso ver, àscondições do Brasil Central e Meridional.LAMEGO (1937 e 1945), pelos seus estudosdetalhados sobre o maciço de foiaito do Itatiaia eem relação à ocorrência geológica de rochasalcalinas no Estado do Rio, chegou à mesmaconclusão.Incerta ainda é a posição do paisanito de SantoIgnácio em Curitiba. Como rocha alcalina,tratamo-lo, com reservas, neste capítulo. Trata-se de aplito-granito leucocrático de texturaporfírica evidente, mostrando fenocristais deortoclásio sódico-bárico e de quartzo, contendo,além disso, hastingsita e aegirinta.Sobre a idade geológica e intrusões do sienito deTuneiras não existem, por enquanto, pesquisasdetalhadas. Segundo as descrições de MenescalCampos, que menciona aegirina e arfvedsonita,

Maack, R.


206

parece tratar-se de um sienito alcalino. Comocomplemento à publicação de Otávio Barbosa(1933) sobre o stock de fonolito do morro doTributo, mencionamos neste lugar apenas que,nos km 12 e 14, entre Lajes e Índios, não aflorafonolito, como indica o mapa (BARBOSA,1933). Quanto à rocha cinza-esverdeada escuraque ocorre entre Lajes e Índios, na frente sul domorro do Tributo, trata-se de uma rocha efusivasupersaturada, de caráter esferóide-riolítico, com73,2% de SiO2, e rica em potássio (8,8%). Vistoque do morro do Tributo também sãomencionados tinguaitos, deve-se notar quequartzo-tinguaito não entra em consideração,pois o teor em sílica é muito elevado e, alémdisso, são observados fenocristais de quartzoidiomorfos, claros. Segundo Rosenbusch, oquartzo ocorre apenas na massa fundamental dosquartzo-tinguaitos.

E – ERA CENOZÓICA

Com o início do cenozóico terminam, no Paranáe Santa Catarina, os períodos de sedimentaçõesimportantes. Segue-se uma época de acentuadaerosão com formação da superfície atual. Atéagora, não foram verificados sedimentos doterciário. Representa o terciário um período demovimentos tectônicos, equilibrando tensões dacrosta terrestre, relacionadas com a fase andinada orogenia alpina que produziu falhas na orlacontinental, submergindo no mar a atual faixalitorânea do Brasil Meridional. Assim, o oceanoAtlântico ingrediu nos vales de uma paisagemmontanhosa cretáceo-terciária, formando asatuais baias de ingressão entre Paranaguá eLaguna (fig. 17 e 50). O peso do grande derrameeruptivo do período triássico-jurássico originouum encurvamento raso, isostático, ou depressãorespectivamente, da bacia do Paraná. Durante afase andina da orogenia alpina, nenhumdobramento perturbou os sedimentosgonduânicos, descansando sobre o escudognáissico Brasilia. Isto significa que não existiuum efeito de pressão de leste contra o continentesul-americano, mas que apenas a resistênciafrontal da antiga bacia pacífica contra as massasmovimentadas pela força centrífuga econseqüente afastamento do pólo, em virtude darotação oeste para leste, originou oamontoamento e abaulamento, ou dobramentorespectivamente, da crosta siálica.

O tectonismo de falha pode ter começado no fimdo cretáceo, ascendendo, com estesacontecimentos, magmas alcalinos. Porém,desenvolveu-se particularmente no terciário,originando o falhamento da borda oriental docontinente. Diferenças notáveis de nível nasfalhas são apenas observadas na Serra do Mar,ao longo das falhas longitudinais (fig. 1, 6, 20,21 e 24). O grande número das falhastransversais que desaparecem sucessivamentepara o interior do continente, revelam semprepequenas diferenças de nível entre as bordas. Aacumulação das pequenas diferenças de níveisde alguns metros, nas numerosas falhastransversais e a sua disposição escalonada, numaleve inclinação geral para SW, produziu, em 100km de extensão na frente NE – SW, jádiferenças de altitudes de várias centenas demetros entre os afloramentos mais ao norte emais ao sul de uma certa camada. Deste modoexplica-se o fato de observar camadas de carvãoda série Tubarão, situadas na parte média daSerra Geral acima de 1000 m s. n. m., no sul deSanta Catarina a apenas 40 a 60 m acima emesmo até 200 m abaixo do nível do mar. Asfalhas longitudinais, em frente da escarpa doplanalto do interior, são dirigidas de N60ºE eN20-25ºE e, em alguns casos, diretamente N –S. o sistema das falhas transversais apresenta,regularmente, os rumos N75ºW e N20-45ºW(azimutes magn. = N290º, 320º e 340º W). Emvirtude das direções divergentes das falhas quese cruzam, formam-se freqüentemente pequenosblocos em forma de cunha (Keilschollen) (fig.116 a 119). Alguns esboços elucidam adisposição do tectonismo de falha (fig. 14).

E.1 – O Quaternário (sinal = QP, Qm eQc)

Enquanto que nos períodos cretáceo e terciáriofalta sedimentação positiva, na região do Paranáe Santa Catarina, sendo caracterizados estesperíodos particularmente por movimentostectônicos como falhamento na bordacontinental, seguidos por modificações de níveisepirogênicas, iniciam-se, no quaternário,novamente extensos depósitos de detritos e dematerial de desagregação de rochas. O cretáceoe o terciário são especialmente distinguidospelas enormes eversões do complexo cristalino,as quais causaram, entre a Serra do Mar e a



207

borda das camadas de sedimentos paleozóicos, oabaixamento do peneplano paleozóico, isento desedimentos, formando o atual nível dedenudação do primeiro planalto do Paraná. Oplano de denudação deste planalto que cortaentre 850 m e 950 m s. n. m. o complexocristalino (fig. 15 e 28) trunca, como nível maisrecente, também o complexo cristalino doEstado de São Paulo. Os planaltos dos doisestados são separados pelo profundo vale do rioRibeira e transformados, pela erosão marginal,numa região montanhosa recente (fig. 15 e 28 a31).A perfeita formação deste plano de denudaçãorecente entre 850 m e 950 m s. n. m. lembra umpeneplano, particularmente nas zonas onde faltaa borda mais elevada do complexo cristalino daSerra do Mar ou no pedestal da cuestadevoniana.No primeiro planalto do Paraná, jazemsedimentos argilosos, lacustres, do quaternárioantigo (sinal QP), com um faixa lateral de seixosfluviais e pedregulhos em bancos e lentes (fig.122), como também sedimentos fluviais antigos.Estes sedimentos estendem-se especialmente nazona urbana e nos arredores de Curitiba, entreAtuba e Campo Largo e para o sul até as várzeasrecentes do rio Iguaçu, na estrada Curitiba –Araucária. Os sedimentos lacustres,pleistocenos, são mencionados na literaturageológica, freqüentemente, como depósitos neo-terciários (OLIVEIRA, 1927 A) e (OLIVEIRA eLEONARDOS, 1943) sem que, entretanto, tenhasido aduzida uma prova à sua idade terciária.Terraços de seixos e pedregulhos do quaternárioantigo acham-se conservados, em diminutaextensão, no vale do rio Ivaí, abaixo dacorredeira de Ferro e nos terraços e planícies devale mais altas do rio Iguaçu (formaçãoCacimbas). Nos antigos depósitos do vale do rioIguaçu, diante da escarpa triássico-jurássica,foram encontrados na formação Cacimbas, emPorto União, nos anos de 1934 e 1947,esqueletos de Megatherium, um totalmentetransformado em vivianita e guardado peloMuseu Nacional e outro em preparação para oMuseu Paranaense.Também a formação do vale do Alto Paranácom extensas planícies de aluvião, com muitasilhas, e as formas morfológicas do cañon abaixodas Sete Quedas com os recentes saltos nosparedões do cañon ou nas barrancas dosafluentes, levam à concepção de que o vale do

rio Paraná com seus grandes saltos se tenhaformado apenas durante e depois do quaternárioantigo. Segundo o maior ou menor volume deágua, os saltos situam-se diretamente na bordado cañon ou dela afastados 1 a 4 km. Asmajestosas cataratas do rio Iguaçu, porém,encontram-se 21 km rio acima, num vale de fozentalhado em forma de cañon. As massas d’águaprecipitam-se sobre dois degraus formados porlençóis de diabásio e meláfiros com drusas. Nodegrau maior, o rio Iguaçu despenca 69 m para agarganta do Diabo, enquanto que o degraumenor, acima do salto principal, tem apenas umaaltura de 2,50 m (fig. 46). As antigas várzeas eplanícies de vale do rio Paraná, queacompanham o cañon no lado leste, atualmenteacham-se recortadas por afluentes recentes,transversais, de modo que estes antigos valesestão situados agora 10 a 24 m sobre o nível dostalvegues daqueles tributários (fig. 12).Como formações do quaternário antigomencionamos ainda os enormes amontoados deblocos (Blockhalden) da Serra do Mar,originados pela desagregação mecânica dosparedões (mechanische Wandverwitterung) e osrompimentos de núcleo dos grandes matacõesgraníticos. Estas formações, atualmente sob umacamada de terra de decomposição recente, comdensa mata pluvial, apenas podem ser explicadaspor forte insolação e acentuados contrastes detemperatura. Sob as influências atuais do climaúmido, quente-temperado, do litoral, comformas de superfície causadaspredominantemente pela decomposição química,não podem resultar nem os enormes amontoadosde blocos e nem os matacões com rompimentosde núcleo (Kernsprünge), nem os fenômenos dedesagregação mecânica. Todas estas formasantigas, em conseqüência da decomposiçãoquímica e formação de solos, acham-se hojeencobertas por um manto de vegetação. Asformas fundamentais e amontoados de blocos edetritos (Block-Schutthalden) da Serra do Marno Paraná originaram-se numa época de climasemi-árido do quaternário antigo, enquanto queatualmente predominam, na paisagem da Serrado Mar, decomposição química, lavagem pluviale desmoronamentos (fig. 120 e 121).A sedimentação do quaternário recente dosplanaltos do interior (sinal Qc) é particularmentecaracterizada pela formação dos extensoscampos de inundação, denominados várzeas(fig. 38, 39 e 123), com sedimentos fluviais,

Maack, R.


208

depósitos de seixos (fig. 122), planíciesarenosas, pantanais e formações de lagoas (fig.126). Sejam mencionados ainda aqui os solos dedecomposição recentes e originadosclimaticamente, especialmente as terrasvermelhas e roxas e os solos ácidos, pretos, depântanos dos planaltos. Incrustações desuperfície antigas (denominadas canga) efanglomerados ainda conservados em algunspontos sob terras vermelhas, como, porexemplo, ao sudoeste de Ponta Grossa, leste dePiraí e em Serrinha, igualmente são tidos comoformações de solos do quaternário antigo,originados pelo clima semi-árido. De efeitomuito notável, sob as condições climáticasatuais, são as enxurradas nos solos desprovidosde vegetação, particularmente ao longo dostrilhos das carroças nas estradas (fig. 124). Jáapós alguns períodos de chuva, se formambarrancos (voçorocas) tão profundos que emnada faz lembrar a estrada que antes existia(fig. 125).Na zona litorânea, a sedimentação quaternáriarecente (sinal Qm) causa, em conseqüência dasascensões epirogênicas, um deslocamentonegativo de praia, com formação das vastasplanícies arenosas ou pantanosas, restingas(Strandwälle), campos de dunas e cordõeslitorâneos com lagunas desligadas do mar. Terraa dentro, as planícies, entulhadas pelasedimentação marinha e terrestre, já estãocobertas pela mata, avançando aqui asedimentação terrestre sobre os depósitosmarinhos. Segue-se, então, uma zona de faixasparalelas com planícies pantanosas e tabuleirosarenosos com restos de moluscos. Nesta zona,desenvolveu-se a vegetação típica de restinga,influenciada principalmente pelos solos arenosospobres e pelos ventos salinos do oceano. Revela,por conseguinte, uma mescla singular de formasxerófitas, halófitas e higrófitas da zona climáticatropical e subtropical, mistura que dá a estaassociação florística um cunho muito particular.Como zona de sedimentação mais recenteencontra-se, nas baias, a orla de manguezal (fig.132) e, em frente ao oceano, a praia arenosa,despida, seguida pela formação Pés-Caprae alémdo cliff arenoso (nip) ou da restinga (Strandwall)ou pelo campo de dunas (fig. 53, 129 e 133). Omanguezal ocupa ainda grandes áreas do lado docontinente nas reentrâncias da ilha de SantaCatarina. Mais para o sul, o manguezaldesaparece logo no litoral brasileiro. Os últimos

vestígios do mangue são observados na foz dorio Araranguá. Os mangues com suas raízessuportes (Rhizophora mangle) e a Avicenniatomentosa (Avicennia Schauriana) com seuspneumatóforos, erguidos do lodo, constituemmenos elementos ativos para a sedimentaçãopositiva do que a região peculiar da vida dospequenos animais marinhos. Pelo transporte dematerial em suspensão pelos rios costeiros, epela rápida precipitação, quando em contatocom a água salgada, formam-se bancos de lodosub-aquáticos, conquistados pelo mangue. Emvirtude da sedimentação acumulativa, os bancosde lodo do mangue, sucessivamente, sãoentulhados por areia, morrendo o mangue ouemigrando diante da faixa de areia em direção àágua salgada da baia, onde ocupa novos bancosde lodo, sendo despojado sempre de novo de suaesfera vital do lado detrás pelo entulhamento deareia progressivo.Nas ilhas das baias, nas antigas restingas ou nasplanícies arenosas, e nas ilhas rochosas das baiasou lagoas antigas, atualmente entulhadas,encontram-se notáveis amontoados de conchascom 5 a 12 m de altura, originados pelaatividade humana e denominados sambaquis.Dispensando explicações detalhadas,mencionamos somente que estes sambaquisrepresentam formas maiores do que osKjoekknmoeddinger da idade da pedra naEuropa (fig. 130 e 131). Entre os objetos de usohumano, encontrados nos sambaquis, não seacham formas paleolíticas, representando todosos utensílios, de pedra ou osso trabalhados, tiposneolíticos que devem ser de idade relativamenterecente.Resumindo indicamos para o Paraná e SantaCatarina as seguintes formas de sedimentaçãoquaternária:

b) Quaternário recente (holoceno ou alúvio)8. Solos de decomposição recentes, originados

climaticamente, mormente terras vermelhas,sem ou apenas com uma fina crosta de húmuse, secundariamente, solos de pântanos, pretose ácidos; formações de lagoas nos campos(Pfannenbildungen);

7. Sedimentação fluvial, entulhamento dos valesdos rios e formação de várzeas com pântanose terraços fluviais;

6. Sambaquis, amontoados recentes de conchasoriginados pela atividade humana;



209

5. Planícies arenosas da costa com lagunasabertas ou pantanais e formações de cordõeslitorâneos com dunas eólicas;

4. Formação de cliffs, cavas de ressaca e planosde abrasão em diferentes altitudes sobre onível do mar, entre 1,30 m e 102 m e níveis deerosão até 220 m como indícios de ascensõesepirogênicas desde o quaternário antigo;

a) Quaternário antigo (pleistoceno ou dilúvio)3. Amontoados de blocos grandes e seixos

(Schutthalden) resultantes da desagregaçãomecânica de rochas, que indicam um climasemi-árido para uma época do quaternárioantigo, ainda não determinada, atualmenteentulhados por solos de decomposiçãorecentes e cobertos por uma exuberante matapluvial;

2. Fanglomerados ou crostas de limonita sobterras vermelhas recentes (depósitos decanga) como incrustações antigas dasuperfície durante um clima semi-áridono quaternário antigo;

1. Depósitos argilo-arenosos de depressõesou bacias com faixas de seixos epedregulhos e terraços fluviais (formaçãoCuritiba e Tamanduá), várzeas antigas eterraços fluviais elevados (formaçãoCacimbas em União da Vitória).

CONCLUDING REMARKS

The lack of a long-needed new presentation ofthe geology of the States of Paraná and SantaCatarina, in the light of the most recentinvestigations and surveys, cannot be filled bythe present summary. For this reason, anamplification of the text of the present work hasbeen made, which treats the Archean andAlgonkian, in particular, more thoroughly, asbasic features of the geology of Paraná andSanta Catarina. With these basic features arealso included surveys of the useful minerals andof the fossils hitherto known to be contained inthe individual formation. A great number oftables, figures, sections and maps explain thetext, which will appear in Portuguese, Englishand German as a supplementary volume of the“Ärquivos de Biologia e Tecnologia” inCuritiba.This supplementary volume includes abibliography, which has been made as completeas possible.

ZUSAMMENFASSUNG

Die vorliegende kurze Übersicht zur Geologieder Staaten Paraná und Santa Catarina wurde alsBegleittext zur Skizze für die Revision derGEOLOGICAL MAP OF SOUTH AMERICAverfasst. Sie enthält die Ergebnisse dergeologischen Forschung bis zum Jahre 1947 ingedrängtester Form, wobei auf Einzelheitennicht eingegangen wird. Auf ausdrücklichenWunsch sind die Vorkommen nutzbarerMineralien in der Übersicht nicht berücksichtigt,und auch das Literatur-Verzeichnis auf dasÄusserste eingeschränkt worden.Da der Verfasser im Hinblick auf dieNeugliederung der Gondwana-Schichten dieSerie Passa Dois etwas eingehender behandelte,mussten dafür Archaeikum und Algonkium aufdas Mindestmass gekürzt werden. Das wardadurch möglich, dass bei den mannigfachenEinzelheiten der Erscheinungen im kristallinenKomplex diese bei dem für die geologischeKarte vorgesehenen Masstab doch nichtdargestellt werden konnten. Die Neugliederungder geologischen Baustoffe von Paraná undSanta Catarina ist in der stratigrafischen Tabellenº 2 zusammengefasst und wird durch diebeigefügten Skizzen erläutert.

SCHLUSSBEMERKUNG

Der Mangel einer längst notwendig gewordenenneuen Darstellung der Geologie der StaatenParaná und Santa Catarina nach dem neuestenStand der Untersuchungen und Aufnahmen kanndurch die vorliegende Übersicht nicht behobenwerden. Es ist aus diesem Grumde eineErweiterung des Textes der vorliegenden Arbeitangefertigt worden, die als Grundzüge derGeologie von Paraná und Santa Catarinabesonders Archaeikum und Algonkiumausführlicher behandelt. Diesen Grundzügenwerden auch Übersichten über die nutzbarenMineralien und über den bisher bekanntgewordenen Fossilinhalt der einzelnenFormationen beigefügt. Eine grosse Anzahl vonTabellen, Figuren, Profilen und Karten erläutertden Text, der in portugiesischer, englischer unddeutscher Sprache als Ergänzungsband der“Arquivos de Biologia e Tecnologia” in Curitibaerscheinen wird.

Maack, R.


210

Diesem Ergänzungsband ist ein Literatur-Verzeichnis beigefügt, das so vollständig alsmöglich angefertigt wurde.

REFERÊNCIAS

A) PARANÁ

CLARKE, J. M. (1913), Fósseis devonianos doParaná. Serviço Geológico e Mineralógico doBrasil, Rio de Janeiro, Monografia I.

COWPER REED, F. R. (1928), Faunas triássicas doBrasil. Serviço Geológico e Mineralógico doBrasil, Rio de Janeiro, Monografia IX. 97 p., 5 ests.

GUIMARÃES, Djalma (1933), A provínciamagmática do Brasil Meridional. Departamentodos Serviços Geográfico e Geológico de MinasGerais, Belo Horizonte, Monografia nº 1, 65 p.

HOLDHAUS, Karl (1919), Sobre algunsLamellibranchios fósseis do Sul do Brasil. ServiçoGeológico e Mineralógico do Brasil, Rio deJaneiro, Monografia II. 24 p., 2 pls.

LANGE, Frederico Waldemar (1942), Restosvermiformes do “Arenito das Furnas”. Arquivos doMuseu Paranaense, Curitiba, 2 (artigo 1) : 3-8.

LANGE, Frederico Waldemar (1943), Novos fósseisdevonianos do Paraná. Arquivos do MuseuParanaense, Curitiba, 3 : 215-231.

LEINZ, Viktor (1937), Estudos sobre a glaciaçãoPermo-carbonífera do Sul do Brasil. Bol. doDepartamento Nacional da Produção Mineral, Riode Janeiro, (21) : 47, 12 ests.

MAACK, Reinhard (1941), Algumas observações arespeito da existência e da extensão do arenitosuperior São Bento ou Caiuá no Estado do Paraná.Arquivos do Museu Paranaense, Curitiba, 1 : 107-129.

MAACK, Reinhard (1946a), Geologia e geografia daregião de Vila Velha, Estado do Paraná, econsiderações sobre a glaciação carbonífera noBrasil. Arquivos do Museu Paranaense, Curitiba,5 : 305, com perfis, esboços, figuras e fotos.

MAACK, Reinhard (1946b), Notas preliminaressobre uma nova estratigrafia do devoniano doEstado do Paraná. Tese nº 46 apresentada ao 2ºCongresso Pan-Americano de Engenharia de Minase Geologia, Rio de Janeiro.

MENDES, Josué Camargo (1945), A série EstradaNova no Norte do Paraná. Anais da Academia deCiências, 17 (3) :209-217.

OLIVEIRA, Euzébio Paulo de (1927), Geologia erecursos minerais do Estado do Paraná. ServiçoGeológico e Mineralógico do Brasil, Rio deJaneiro, Monografia VI. 172 p., fotos e mapas.

PASSOS, Nero; AMARAL, J. C. do; ODDONE,Décio S.; ALVES, José; DUTRA, E. Bourdet;LEINZ, Viktor; PAIVA, Glycon de; PAULO,

Alderico R. de e DECOURT, Ralfo R. (1940),Carvão mineral de Barra Bonita e Carvãozinho(Estado do Paraná). Bol. do DepartamentoNacional da Produção Mineral, Rio de Janeiro,(42).

B) SANTA CATARINA

CARVALHO, Paulino Franco de (1938),reconhecimento geológico no Estado de SantaCatarina. Bol. do Serviço Geológico eMineralógico do Brasil, Rio de Janeiro, (92) : 30,37 ilus., 1 mapa.

COWPER REED, F. R. (1929), Novos phyllopodosfosseis do Brasil. Bol. do Serviço Geológico eMineralógico do Brasil, Rio de Janeiro, (34) : 17, 1mapa.

COWPER REED, F. R. (1930), Uma nova faunaPermo-carbonífera do Brasil. Serviço Geológico eMineralógico do Brasil, Rio de Janeiro,Monografia X.

FREITAS, Ruy Ozório de (1945), O conglomeradodo Baú. (Série Itajaí – Santa Catarina). Bol. deGeologia da Faculdade de Filosofia, Ciências eLetras da Universidade de São Paulo, 50 (2) : 37-115, com figs. e fotos.

MAACK, Reinhard (1937), Geographische undgeologische Forschungen in Santa Catarina(Brasilien). – Ergänzungsheft V zur Zeitschrift derGes. f. Erdkunde, Berlim. p. 1-85, 2 mapas, 7esboços e 24 fotos.

OLIVEIRA, Euzébio Paulo de (1918), Regiõescarboníferas dos Estados do Sul. Bol. do ServiçoGeológico e Mineralógico do Brasil, Rio deJaneiro. 125 p. e mapa.

OPPENHEIM, Viktor (1934), Rochas Gondwánicas eGeologia do Petróleo do Brasil Meridional. Bol. doDepartamento Nacional da Produção Mineral, Riode Janeiro, (5) : 129, 29 fls., 7 mapas.

ROCHA, José Fiuza da e SCORZA, Evaristo Pena(1940), Estratigrafia do carvão em Santa Catarina.Bol. do Departamento Nacional da ProduçãoMineral, Rio de Janeiro, (104) : 162, com ests. e 34figs.

WHITE, I. C. (1908), Relatório final da Comissão deEstudos das Minas de Carvão de Pedra do Brasil,Rio de Janeiro. 617 p., 14 ests., ilus. e mapas.

C) BIBLIOGRAFIA GERAL

BRANNER, J. C. (1919), Outlines of the Geology ofBrazil to accompany the Geological Map of Brazil.Bulletin of Geological Society of America, NewYork, 30 (2) : 189-338, ilus. e mapa.

GUTMANS, M. (1943), Rochas-Mater da “TERRAROXA”. Brangantia, Campinas, (3) : 271-322, 5ests. Instituto Agronômico.



211

LAMEGO, Alberto Ribeiro (1938), O massiço deItatiaya e regiões circundantes. Bol. do ServiçoGeológico e Mineralógico do Brasil, Rio deJaneiro, (88) : 93, 43 ilus., 1 mapa.

MENDES, Josué Camargo (1944), Lamelibrânquiostriássicos de Rio Claro (Estado de São Paulo). Bol.de Geologia da Faculdade de Filosofia, Ciências eLetras da Universidade de São Paulo, 45 (1) : 41-74, 3 esboços, 2 ests.

MENDES, Josué Camargo (1945), Consideraçõessobre a estratigrafia e idade da formação EstradaNova. Bol. de Geologia da Faculdade de Filosofia,Ciências e Letras da Universidade de São Paulo,50 (2) : 27-34, 4 figs.

OLIVEIRA, Avelino Ignácio de e LEONARDOS, O.H. (1943), Geologia do Brasil. 2. ed. Rio deJaneiro.

PAES LEME, A. Betim (1943), História física daTerra. Rio de Janeiro. 1020 p.

169


FIGURAS

1 a 135



213

Fig. 1 – Panorama da Serra do Mar no Estado do Paraná, tomado do Pico doMarumbi, a 1547 m de altitude s.n.m. por Reinhard Maack, EngenheiroGeólogo. Paraná.

Fig. 2 – Formas de mesetas no terceiro planalto do Estado do Paraná na região dosvales dos rios Pedras e Taquaruçú. Paraná.

Maack, R.


214

Fig. 3 – A peneplanície pré-gonduânica desnudada, no vale do rio Itajaí – Açu.Vista do km 27,5 em Subida. Paraná.

Fig. 4 – Vista do Km 46,5 a oeste da Serra Alta sobre os vales dos Rios Trombudoe Braço do Sul, mostrando as formas de plateaus e mesetas das rochasgonduânicas. Paraná.

Fig. 5 – Vista do morro do Panelão em direção sul sobre as maiores elevações emforma de platôs da Serra Geral. Paraná.



215

Fig. 6 – Corte geológico através da zona do Pico Paraná na Serra do Mar. Paraná.

Fig. 7 – Cortes geológicos através das camadas da série Açunguí. Paraná.

Maack, R.


216

Fig. 8 – Esboço do afloramento das camadas flúvio-glaciais pré-devonianas naSerra São Joaquim. Paraná.

Fig. 9 – Esquema das relações estratigráficas (Schichten-Verband ou Lagerungs-Verhältnisse) entre as camadas das séries Passa Dois (permiano) E SãoBento (triássico-jurássico). Paraná.



217

Fig. 10 – Esboços do contato das camadas vermelhas, Rio do Rasto com o ArenitoBotucatu. Paraná.

Maack, R.


218

Fig. 11 – Esboços do contacto do derrame de diabásio com o arenito Botucatu.Paraná.a) corte da frente da Serra da Boa Esperança no perfil Prudentópolis –Guarapuava (Paraná)b) capa eruptiva básica sobre o arenito Botucatu no km 1,5 ao sul deLajes (Santa Catarina)



219

Fig. 12 – Corte através dos lençóis de eruptivas básicas nas margens do RioJordão, em Santa Clara. Paraná.

Maack, R.


220

Fig. 13 – Chapas do arenito Caiuá sobre rochas eruptivas nas mesetas do divisor deáguas dos rios Ivaí – Cantú a sueste de Campo Mourão. Paraná.

Fig. 14 – Esboços de falhas nos vales do rio Tubarão – Braço Norte (RibeirãoGrande) e rio Itajaí – Braço Sul, no Estado de Santa Catarina. Paraná.



221

Fig. 15 – Vista do ribeirão do Rocha sobre o vale do rio Ribeira, mostrando o planode denudação recente do planalto de São Paulo. Paraná.

Maack, R.


222

Fig. 16 – Esquema ilustrativo da nova classificação estratigráfica dos sistemasdevoniano e Santa Catarina com as espessuras médias das diversasformações. Paraná.



223

Fig. 17 – Barra da baia de Guaratuba. Primeiro plano: biotita-gnais com diáclasesna direção das linhas de estrutura de S50ºW (N70ºE); segundo plano:dique de diabásio rumo N45ºW; ao fundo: as serras de Araçatuba eIqueririm. Paraná.

Fig. 18 – Antigo cliff em gnais-granito-pórfiro, coberto pela vegetação, a 7,50 macima da marca da preamar. Paraná.

Maack, R.


224

Fig. 19 – O Pico Paraná (1965,6 m), visto do alto Camapuã (1785 m). Direção doPico Paraná = N95ºE azim. magn. Paraná.

Fig. 20 – Vista tomada do Pico Paraná sobre a agulha da Cotia (1521 m) e oparedão do Pico Ciririca (1781 m) com escadas de falha. Ao fundo, vê-sea Serra Graciosa com restos de peneplano inclinados suavemente paraW. Paraná.



225

Fig. 21 – Um bloco em posição oblíqua em virtude de falha, Pico Ferraria na Serrado Mar (1835 m). Ao fundo a Serra Capivari Grande (1694 a 1716 m).Vista do Pico Paraná para N e NE. Paraná.

Fig. 22 – Antigos níveis de denudação na Serra Ibiteraquire com a agulha da Cotiae o Pico Paraná, vistos do morro do Bicho, em São João, na direçãoN23ºE azim. magn. Paraná.

Maack, R.


226

Fig. 23 – O Pico Marumbi (1547 m), tomado do morro do Bicho em direção S57ºWazim. magn. Paraná.

Fig. 24 – Escadas de falha diante da escarpa da Serra Graciosa, na Serra do Mar.Paraná.



227

Fig. 25 – Vista tomada de Arariba em direção S60ºW magn., sobre a parte sul daSerra do Mar no Paraná. No centro destaca-se a Serra Araraquara comresto de peneplano (Rumpftafel) inclinado para W. Ao fundo as serrasIqueririm (1450 a 1510 m) e Araçatuba. Paraná.

Fig. 26 – Vista tomada do alto Camapuá sobre o pico Guaricana (1551 m) e a SerraCapivari Grande em direção N10ºE. Paraná.

Maack, R.


228

Fig. 27 – A serra marginal da Serra do Mar. No primeiro plano o terreno onduladodo planalto; ao fundo a Serra Ibiteraquire (Serra dos Órgãos). Paraná.

Fig. 28 – A zona montanhosa do vale de rio Ribeira. O plano de denudação recente,semelhante a um peneplano, passa uniformemente sobre todas aselevações. Vista ao longo do vale do rio Bom Sucesso em direção N.Paraná.



229

Fig. 29 – Vale do rio Carumbê entalhado nas rochas da série Açunguí (vide fig. 7).Os flancos do vale são constituídos de filitos. A direita: elevaçõescalcáreas. Paraná.

Fig. 30 – Primeiro planalto. Paisagem montanhosa típica da série Açunguí; vistatomada da Serra Ouro Fino em direção NW. Paraná.

Maack, R.


230

Fig. 31 - Primeiro planalto. Cabeços de estratos (hogbacks) de quartzito entre filitosda série Açunguí em Itaperuçú, município de Rio Branco do Sul (ex-Votuverava). Paraná.

Fig. 32 – Segundo planalto. A escarpa devoniana em São Luiz do Purunã; vistatomada do km 50 em direção NW. Paraná.



231

Fig. 33 – Segundo planalto. O vale do rio Iapó com paredões de arenito das Furnassobre quartzo-pórfiros e xistos da série Açunguí. Vista tomada emdireção NW. Paraná.

Fig. 34 – Segundo planalto. A Esfinge, forma de desagregação do arenito flúvio-glacial vermelho de Vila Velha. Paraná.

Maack, R.


232

Fig. 35 – Segundo planalto. Rochas do arenito flúvio-glacial do grupo Itararé comcavidades pela desagregação. Localidade: Fazenda Monte Alegre,município de Tibagí. Paraná.

Fig. 36 – Segundo planalto. Mesetas de camadas glaciais do grupo Itararé nosCampos Gerais em Amparo. Paraná.



233

Fig. 37 – Segundo planalto. Mesetas de camadas gonduânicas (série Passa Dois),levemente inclinadas, na região do vale do rio Ivaí, ao sul de Cândido deAbreu. Paraná.

Fig. 38 – Segundo planalto. O rio Iguaçu em União da Vitória (735 m) antes de suaingressão na escarpa triássico-jurássica da Serra da Boa Esperança.Paraná.

Maack, R.


234

Fig. 39 – Segundo planalto. Morros de testemunho e antiga planície de aluvião(várzea) diante da escarpa triássico-jurássica na margem norte do rioIguaçu, em União da Vitória. Paraná.

Fig. 40 – Terceiro planalto. A Serra da Boa Esperança, degrau estrutural triássico-jurássico do perfil entre Prudentópolis (756 m) e Guarapuava (1082 a1122m). Cota da testa da escarpa = 1150m. Paraná.



235

Fig. 41 – Terceiro planalto. Boqueirão do rio Tibagí na Serra dos Agudos (1210 m).As elevações à direita e à esquerda são constituídas por paredões dediabásio porfirítico, capeando as camadas gonduânicas. O valeantecedente do rio Tibagí é entalhado até 480 m s.n.m. Paraná.

Fig. 42 – Terceiro planalto. A parte superior dos saltos das Sete Quedas, Guaíra, rioParaná, entalhados em lençóis de diabásios e meláfiros, com estratos dearenitos cozidos intercalados. Paraná.

Maack, R.


236

Fig. 43 – Terceiro planalto. O estreito cañon de 80 m de largura do rápido abaixodas Sete Quedas, em Guaíra, pelo qual as massas d’água do rio Paraná,de uma largura de 5 km acima dos saltos, passam espremidas comenorme energia. Paraná.

Fig. 44 – Terceiro planalto. O rio Paraná abaixo dos rápidos das Sete Quedas emPorto Mendes. (nível d’água = 105 m s.n.m.). Paraná.



237

Fig. 45 – Terceiro planalto. Cañon do rio Paraná em Porto Britânia (nível d’água =89 m s.n.m.). Paraná.

Fig. 46 – Terceiro planalto. Salto Santa Maria no rio Iguaçu com a garganta doDiabo. (Altura da queda = 71 m). Paraná.

Maack, R.


238

Fig. 47 – Terceiro planalto.Parte dos saltos Santa Maria no rio Iguaçu, denominada“Os três Mosqueteiros”. Paraná.

Fig. 48 – Ilha Santa Catarina. Ilhas gnáissicas ligadas entre si pela sedimentaçãomarinha; planícies arenosas e campo de dunas na praia dos Ingleses.Santa Catarina.



239

Fig. 49 – Ilha Santa Catarina. A lagoa como exemplo típico de uma baia antiga,atualmente isolada do mar pela sedimentação recente. No primeiroplano: planície de aluviões. Ao fundo à esquerda diante das elevaçõesgnáissicas: um campo de dunas. Santa Catarina.

Fig. 50 – Litoral. Parte oeste da baia de ingressão marinha de Laguna, entre Imaruíe Aratingaúba. Santa Catarina.

Maack, R.


240

Fig. 51 – Litoral. O rio Araranguá. Ao fundo o morro Mãe Luzia (248 m s.n.m.),constituído de camadas Terezina e Rio do Rasto da série Passa Dois. Àesquerda: a borda da meseta do morro dos Conventos. Santa Catarina.

Fig. 52 – Litoral. O morro dos Conventos (83 m s.n.m.), uma meseta de camadasgonduânicas, do grupo Rio do Rasto da série Passa Dois, na praia ao suldo rio Araranguá. Santa Catarina.



241

Fig. 53 – Litoral. Campos de dunas a sueste do rio Araranguá. No centro o morroAgudo (50 m) ao norte do rio Araranguá, constituído por camadas dogrupo rio do Rasto da série Passa Dois. Santa Catarina.

Fig. 54 – Litoral. O rio Itapocú e a Serra Jaraguá, elevação do complexo cristalinocom crista truncada pelos restos de peneplano pré-gonduânico. SantaCatarina.

Maack, R.


242

Fig. 55 – Litoral. O rio Itajaí-Açú entre Blumenau e Gaspar, correndo sobreestratos da série Itajaí. À direita: planos aluviais do quaternário; àesquerda: elevações constituídas por camadas areno-argilosas da sérieItajaí. Santa Catarina.

Fig. 56 – Litoral. O morro Cambirela (cerca 1080 m s.n.m.), elevação gnais-granítica isolada da Serra do Mar, diretamente na praia entre Palhoça eEnseada de Brito. Santa Catarina.



243

Fig. 57 – Litoral. Serra dos Tijucas. Morro em forma de cone, truncado pelos restosda peneplanície pré-gonduânica. Santa Catarina.

Fig. 58 – Litoral. A Serra Porto Franco (638 m) no vale do rio Itajaí-Mirim,constituída por filitos da série Brusque (= série Minas). Santa Catarina.

Maack, R.


244

Fig. 59 – Litoral. Meseta isolada de rochas gonduânicas (810 m) em VárzeaGrande, nas cabeceiras do ribeirão d’Ouro, vale do rio Itajaí-Mirim;camadas da série Tubarão sobre filitos e calcáreos da série Brusque.Santa Catarina.

Fig. 60 – Litoral. Serra Taboleiro constituída de gnais-granitos e camadas da sérieBrusque, truncada pelo peneplano pré-gonduânico. Santa Catarina.



245

Fig. 61 – Litoral. O peneplano pré-gonduânico, levemente inclinado par W,cortando as elevações graníticas entre Fortuna e Braço do Norte. SantaCatarina.

Fig. 62 – Litoral. Vale do rio Itajaí-Açú na zona de distribuição das rochas da sérieItajaí, entre Apiuna e Ibirama (ex-Hamônia). Santa Catarina.

Maack, R.


246

Fig. 63 – Litoral. Formas de elevações constituídas de rochas da série Itajaí emDiamante, no vale do rio Itajaí-Açú. Santa Catarina.

Fig. 64 – Escarpa do planalto.frente da Serra Geral na região do rio do Rasto, aoeste de Lauro Mueller . Santa Catarina.



247

Fig. 65 – Escarpa do planalto. Serra do Oratório (1200 a 1400 m s.n.m.), parte daSerra Geral a sudoeste de Guatá, revelando a seqüência total dascamadas gonduânicas, desde a série Tubarão até os lençóis das rochaseruptivas básicas. Santa Catarina.

Fig. 66 – Planalto do interior. Mesetas de camadas gonduânicas sobre o planalto naregião de Bom Retiro – Santa Clara. Vista tomada do morro do Panelãona cota de 1250 m em direção norte. Santa Catarina.

Maack, R.


248

Fig. 67 – Planalto do interior. Lajes (925 m) com o morro do Tributo (1220 m) aofundo; constituído por um stock de fonolito e tinguaito dentro dossedimentos gonduânicos. A direita no primeiro plano: afloramentos doarenito Botucatu. Santa Catarina.

Fig. 68 – Arqueano. Estreito dique de diabásio dirigido N45ºW, cortando gnais-granito-pórfiro com inclusões de biotita-gnais, na ilha do Farol, Caiobá -Paraná. Santa Catarina.



249

Fig. 69 – Arqueano. Gnais-granito-pórfiro com uma inclusão de biotita-gnais emcontacto nítido com biotita-gnais mais antigo, no morro Caiobá - Paraná.Santa Catarina.

Fig. 70 – Algonquiano. Xistos gnaissificados da série Açunguí no lado norte dabaia de Antonina, entre Ponta Talhada e Ponta Grossa, Paraná. SantaCatarina.

Maack, R.


250

Fig. 71 – Algonquiano-huroniano. Blocos de granito post-algonquiano comonúcleos mais resistentes na massa granítica, profundamente decomposta.Formas recentes de decomposição química motivada climaticamente.Região da série Açunguí, na estrada do Cerne. Primeiro planalto doParaná. Santa Catarina.

Fig. 72 – Algonquiano-huroniano. Paredão de granito-pórfiro, de granulaçãogrossa, em Córrego Seco, no vale do rio Ribeira. Intrusão huroniana nasérie Açunguí do Paraná. Santa Catarina.



251

Fig. 73 – Algonquiano-huroniano. Granitos huronianos com estrutura de bancos(Lagen-Struktur) como núcleo anticlinal da série Brusque, na estradaBrusque-Nova Trento. Santa Catarina.

Maack, R.


252

Fig. 74 – Algonquiano. Camadas calcáreas da série Açunguí no vale do rioGuaraqueçaba. O morro das Ossadas em Barro Branco, litoral do Paraná.Santa Catarina.



253

Fig. 75 – Algonquiano. Calcáreos brancos da série Açunguí em Tranqueira.Primeiro planalto do Paraná. Santa Catarina.

Fig. 76 – Algonquiano. Filitos calcáreos da série Açunguí, abruptamente erguidos efinalmente dobrados, entre Córrego Seco e a barra do ribeirão do Rocha,no vale do rio Ribeira - Paraná. Santa Catarina.

Maack, R.


254

Fig. 77 – Algonquiano. Entrada de uma gruta nos calcáreos da série Açunguí emCampinhos, primeiro planalto do Paraná. Santa Catarina.

Fig. 78 – Algonquiano. Entrada de uma gruta calcárea na série Brusque em VárzeaGrande, no vale do ribeirão d’Ouro. Itajaí-Mirim. Santa Catarina.



255

Fig. 79 – Algonquiano. Vista parcial do interior da gruta de Campinhos, perto daestrada Curitiba-Paranaí, primeiro planalto do Paraná.

Maack, R.


256

Fig. 80 – Ordoviciano. Ardósios escuros, duros, erguidos quase verticalmente;afloramentos da série Itajaí em Subida, vale do rio Itajaí-Açú, SantaCatarina.

Fig. 81 – Ordoviciano. Conglomerados da série Itajaí em Ascurra, vale do rioItajaí-Açú, Santa Catarina.



257

Fig. 82 – Ordoviciano. Bancos areno-argilosos, vermelhos, da série Itajaí, jazendoquase horizontalmente. Afloramento entre Blumenau e Gaspar, vale dorio Itajaí-Açú, Santa Catarina.

Fig. 83 – Ordoviciano. Arenitos da série Itajaí, roxo-avermelhados, levementeinclinados para W. Blumenau, Santa Catarina.

Maack, R.


258

Fig. 84 – Siluriano e devoniano. Paredão do arenito das Furnas com depósitos pré-devonianos de drift glacial na base. Serra São Joaquim, escarpadevoniana, Paraná.

Fig. 85 – Siluriano - Gotlandiano. Depósitos pré-devonianos de drift glacial na basedo arenito das Furnas, na Serra São Joaquim, entre 1123 e 1135 m s.n.m.Escarpa devoniana, Paraná.

Breves notícias sobre a Geologia 259

Fig. 86 – Devoniano inferior. Estratificação discordante-diagonal do arenito das

oeste de Castro, Paraná.

Fig. 87 – Devoniano inferior. Afloramento dos folhelhos de Ponta Grossa na base

Paraná (963 m s.n.m.)

Maack, R.


260

Fig. 88 – Devoniano inferior. Bancos do arenito Tibagí no vale do rio SãoDomingos de Baixo, a oeste de Tibagí, na cota de 764 m. Camadas ricasem Spirifer. Segundo planalto do Paraná.

Fig. 89 – Devoniano inferior. Folhelhos de São Domingos (grupo Santa Rosa) emLambedor (830 m s.n.m.). Segundo planalto do Paraná.



261

Fig. 90 – Devoniano inferior. Arenitos de Barreiro na Serra do Barreiro, a oeste deTibagí, entre 850 e 1025 m s.n.m. Segundo planalto do Paraná.

Fig. 91 – Carbonífero superior. Grupo Itararé da série Tubarão. Camadas devarvitos avermelhados na base do arenito flúvio-glacial de Vila Velhanos Campos Gerais de ponta Grossa. Segundo planalto do Paraná.

Maack, R.


Fig. 92 – Carbonífero superior. Grupo Itararé da série Tubarão. Decomposiçãoescamosa (estrutura imbricada) nos paredões do arenito flúvio-glacial de

Fig. 93 – Carbonífero superior. Fácies continental-glacial do grupo Itararé. Tilitono km 217 da estrada do Cerne, a oeste de Ventania. Segundo planalto



Fig. 94 – Carbonífero superior. Contacto das camadas glaciais do grupo Itararé comos granitos do complexo cristalino, no litoral de Santa Catarina,

Fig. 95 – Carbonífero superior. Grupo Itararé da série Tubarão. Arenitos flúvio-glaciais sobre varvitos escuros, entre os km 106 e 108 da estrada

Geral. Santa Catarina.

Maack, R.


264

Fig. 96 – Permiano (inferior ?). Série Passa Dois. Afloramento de calcáreos dascamadas Terezina (calcáreo Rocinha) no vale do rio Tibagí (cachoeiraCaldeirão) abaixo do boqueirão da Serra dos Agudos. Terceiro planaltodo Paraná.

Fig. 97 – Permiano (inferior ?). Série Passa Dois. Bancos calcáreos, finamenteestratificados, das camadas Terezina, em Terezina, no vale do rio Ivaí(487 m s.n.m.). Segundo planalto do Paraná.



265

Fig. 98 – Permiano (inferior ?). Grupo Estrada Nova da série Passa Dois. Ripple-marks nos calcáreos das camadas Terezina, em Pedra Branca, vale do rioIvaí. Segundo planalto do Paraná.

Fig. 99 – Permiano (inferior ?). Grupo Estrada Nova da série Passa Dois.Alternância de bancos calcáreos com xistos compactos, de coloraçãocinza-esverdeada, das camadas Terezina km 46 a oeste de Serra Alta naSerra Geral, Santa Catarina.

Maack, R.


266

Fig. 100 – Permiano (inferior ?). Camadas Terezina – Serrinha da série Passa Dois.Banco de arenito avermelhado e nódulos calcáreos violáceos emfolhelhos cinza-esverdeados. Banco fossilífero de Holdhaus comSolenomorpha entre Malet e Dorizon. Segundo planalto do Paraná.

Fig. 101 – Permiano. Camadas Terezina – Serrinha da série Passa Dois.Desagregação esferoidal típica dos horizontes areno-argilosos dascamadas Terezina, entre km 110 e 111 a oeste de Prudentópolis.Segundo planalto do Paraná.



267

Fig. 102 – Permiano (superior ?). Série Passa Dois. Formação Esperança do grupoRio do Rasto. Camadas de coloração variegada (verdes, avermelhadas,cinzento-azuladas e violáceas), areno-argilosas, com horizontesfossilíferos, ricos em Glossopteris e filópodos, em rio d’Areia (750 m).Segundo planalto do Paraná.

Fig. 103 – Limite do permiano (superior ?) com o triássico superior. ArenitoBotucatu (fácies Piramboia) sobre folhelhos e siltitos verdes, violáceos emarron-avermelhados, com lentes e bancos de arenitos do grupo Rio doRasto, na margem direita do rio Iguaçu (740 m). União da Vitória nosegundo planalto do Paraná.

Maack, R.


268

Fig. 104 – Permiano (superior ?) e triássico superior.Discordância de erosão entrecmadas argilosas, vermelhas, da formação Poço Preto do grupo Rio doRasto com Estheria, e arenitos vermelhos na base do arenito Botucatu(1045 m s.n.m.), km 65 da estrada Lajes – Bom Retiro, Serra Bocaína doSul, planalto de Santa Catarina.

Fig. 105 – Triássico superior (Keuper). Arenitos vermelhos de estratificaçãocruzada rasa da formação Santa Maria em Alemoa. Abaixo destesarenitos jazem os horizontes argilosos com restos de ossos fósseis ddeRhynchosauridae, Cynodontia e Pseudosuchia. Santa Maria da Bocado Monte, Rio Grande do Sul.



269

Fig. 106 – Triássico superior (rético ?). Estratificação cruzada do arenito Botucatu,na Serra da Boa Esperança a sueste de Araíporanga (ex-São Jerônimo)em 1120 m s.n.m. Terceiro planalto do Paraná.

Fig. 107 – Triássico superior (rético ?). Série São Bento. Arenito Botucatu acimado arenito vermelho, representado na fig. 104. 1051 a 1170 m s.n.m. naSerra Bocaína do Sul, km 65 da estrada Lajes – Bom Retiro. Planalto deSanta Catarina.

Maack, R.


270

Fig. 108 – Triássico superior (rético ?) ou jurássico (liássico ?). Série São Bento.Lençóis de diabásio de granulação fina (trapp do Paraná), em 1050 ms.n.m. na Serra da Boa Esperança, perfil Prudentópolis – Guarapuava.Terceiro planalto do Paraná.

Fig. 109 – Cones de areia, depositados num terraço de lençóis do trapp, naembocadura de um afluente no cañon do rio Paraná. Ao norte de PortoBritânia, na margem paraguaia.



271

Fig. 110 – Triássico-jurássico (liássico ?). Série São Bento. Lava cordada(Fladenlava) na margem esquerda do rio Ivaí, a oeste da foz do rioCorumbataí na cota de 296 m. Terceiro planalto do Paraná.

Fig. 111 – Triássico-jurássico (liássico ?). Série São Bento. Blocos de diabásio comdesagregação esferoidal (lava em blocos = Blocklava) dos lençóis detrapp do Paraná. Perfil Guará (ex-Bananas) – Guarapuava na cota de 110m. Terceiro planalto do Paraná.

Maack, R.


272

Fig. 112 – Triássico (jurássico ?). Vale do rio Tibagí entalhado num dique dediabásio ao longo das diáclases, formando o salto Mauá (548 a 573 ms.n.m.). Segundo planalto do Paraná.

Fig. 113 – Triássico (jurássico ?). Série São Bento. Bordas escalonadas das chapasestruturais dos lençóis do trapp (meláfiros com drusas de heulandita),formando o salto das Bananeiras, entre 272 e 276 m s.n.m., no vale dorio Ivaí. Terceiro planalto do Paraná.



273

Fig. 114 – Jurássico-liássico (?).Série São Bento. Arenito Caiuá, aparentementecom inclinação par oeste, na margem sul do rio Ivaí, abaixo da corredeirade Ferro na cota de 234 m. A inclinação aparente é motivada peladesagregação ao longo das linhas de estrutura da estratificação cruzada.Terceiro planalto do Paraná.

Fig. 115 – Jurássico-liássico (?).Série São Bento. Blocos de canga expostos peladesagregação do arenito Caiuá Superfície de um estrato com estruturaentrecruzada eólica no leito do rio Ivaí, na cota de 232 m. Terceiroplanalto do Paraná.

Maack, R.


274

Fig. 116 – falha entre o arenito das Furnas e filitos da série Açunguí originada porum dique de diabásio, em Serradinha. Escarpa devoniana – Paraná.

Fig. 117 – Camadas glaciais do grupo Itararé (carbonífero superior), dobradas esemimetamorfoseadas, nas elevações da Serra do Mar. Estesafloramentos lembram as camadas glaciais metamorfoseadas eperturbadas da série Lavras, na chapada de Diamantina em Minas Gerais.Serra São Miguel – Santa Catarina.



275

Fig. 118 – Falha entre granito e depósitos de drift glacial do grupo Itararé, emRibeirão Grande, no vale do rio Tubarão – braço Norte. O martelo marcao limite entre granito e camadas glaciais. À direita aparece o flanco sulda falha, dirigida para N70ºW (290º azimute magn.). Seixos e materialde drift na parte afundada das camadas glaciais (vide fig. 14a). Orla daSerra Geral em Santa Catarina.

Fig. 119 – Falha transversal em Quebra Dente nas cabeceiras do rio do Sul. Blocode camadas glaciais do grupo Itararé em forma de cunha afundado entregranito. À direita: o granito e à esquerda: camadas glaciais. O plano defalha é dirigido para N345ºW (magn.), mergulhando 67º para NE. Orlada Serra Geral em Santa Catarina.

Maack, R.


276

Fig. 120 – Quaternário antigo. Bloco de granito com rompimento de núcleo namata da Serra do Mar, na cota de 1010 m, do flanco norte do PicoCaratuba. Formas antigas de desagregação mecânica em virtude deacentuados contrastes de temperatura de um clima semi-árido. Taisblocos acham-se atualmente na sombra da mata pluvial. SerraIbiteraquire – Paraná.

Fig. 121 – Quaternário recente. Recente rompimento de núcleo de um bloco degnais-granito, na praia de Caiobá. Este tipo de rompimento é motivadopelos contrastes de temperatura entre a parte basal, banhada pela água, ea parte superior exposta à intensa insolação. Zona litoral do Paraná.



277

Fig. 122 – Quaternário antigo. Conglomerados fluviais nas alturas das colinas entreCampo Comprido e Passa Una. Os conglomerados jazem diretamentesobre gnais decomposto e são cobertos por camadas areno-argilosas.Primeiro planalto do Paraná.

Fig. 123 – Quaternário recente. Vasta várzea de inundação do curso superior do rioTibagí com meandros e águas estagnadas, ao sul de Ponta Grossa.Segundo planalto do Paraná.

Maack, R.


278

Fig. 124 – Quaternário recente. Erosão pluvial ao longo da antiga estrada derodagem Ponta Grossa – Piraí-Mirim. Fase inicial de uma voçoroca. Em1089 m s.n.m. no segundo planalto do Paraná.

Fig. 125 – Quaternário recente. Fase avançada da erosão pluvial na mesma estrada.A voçoroca na cota de 1060 m tem uma profundidade de 8 a 10 m.Segundo planalto do Paraná.



279

Fig. 126 – Quaternário recente. Lagoa em depressão rasa nos Campos Gerais, emBoa Vista (1223 m s.n.m.), formada pela ação conjunta da decomposiçãoquímica, erosão mecânica e animal. Durante o período seco, asdepressões sofrem leve deflação diferencial; no período chuvosoprocessa-se afofamento devido à ação química pela infiltração das águas.Segundo planalto do Paraná.

Fig. 127 – Quaternário recente. Poço de desabamento doliniforme no arenito dasFurnas, nos Campos Gerais em Joaquim Muritinho. Segundo planalto doParaná.

Maack, R.


280

Fig. 128 – Quaternário. Diferentes níveis de abrasão em 7,5 m, 10 m e 30 m s.n.m.,em Brejatuba. Praia do Sul – Paraná.

Fig. 129 – Quaternário recente. Cliff arenoso (nip) com planície em 3,50 m s.n.m.Praia do Sul – Paraná.



281

Fig. 130 – Quaternário recente. Corte do sambaqui de Matinhos para fins depesquisas. Entre as conchas removidas predominam Anomalocardiabrasiliana (berbigão), Lucina jamaicensis (ameijoa) e ostras. Zonalitoral do Paraná.

Fig. 131 – Quaternário recente. Sambaqui, ao noroeste de Imbituba, cortado naconstrução da estrada para Rio Una. Zona litoral de Santa Catarina.

Maack, R.


282

Fig. 132 – Quaternário recente. Raízes suportes do mangue (Rhizophora mangle)na baia de Guaratuba – Paraná.

Fig. 133 – Quaternário recente. Um cordão litorâneo com dunas de areia movediçaforça o rio Araranguá a desviar paralelamente ao oceano, procurando asua foz mais ao norte. Zona litoral de Santa Catarina.



283

Fig. 134 – Quaternário recente. Areias movimentadas pelo vento nordeste na praiade Araranguá. As dunas apenas se formam quando as massas d’areiaencontram obstáculos de rochas ou vegetação. Santa Catarina.

Fig. 135 – Quaternário recente. Resultado da ação do vento na praia de Araranguá.As valvas, cujas charneiras são voltadas contra o vento, protegem a areia,numa certa faixa, contra a deflação. Praia do Sul – Santa Catarina.

Maack, R.


284

ANEXOS

I e II



285

ANEXO I

Maack, R.


286

ANEXO II

breves notícias sobre a geologia dos estados do paraná e ... · pdf fileresumos...

Documents