Geoturismo e Geoconservação

O projeto “Sítios Geológicos e Paleontológicos do Paraná”, trabalha com instituições governamentais e a comunidade visando o reconhecimento, a valorização e a conservação do patrimônio geológico paranaense e sua difusão para a sociedade.

Os objetivos desta atividade são:

  • inventariar e caracterizar sítios de referência do patrimônio geológico do Paraná;
  • elaborar material didático para a difusão do conhecimento científico dos sítios geológicos e paleontológicos do Paraná;
  • fomentar a criação de políticas de valorização e conservação deste patrimônio;
  • incentivar o envolvimento das comunidades locais no reconhecimento e conservação do patrimônio geológico de sua região;
  • inserir a geologia como segmento de turismo científico.

Nos últimos anos houve integração com diversas ações de governo, parcerias com municípios interessados na valorização de seu patrimônio geológico, geomorfológico e paleontológico, cursos e palestras, edição de livros e artigos sobre o tema, além da organização de dados com a identificação, reconhecimento e caracterização de sítios de grande interesse para preservação.

Um exemplo de atuação foi a preservação de um afloramento de arenito na localidade de Witmarsum (Município de Palmeira), com estrias de geleiras originadas durante a era glacial do Devoniano, que aconteceu há cerca de 400 milhões de anos. O afloramento foi tombado como Patrimônio Natural pelo Conselho do Patrimônio Histórico e Artístico do Paraná, transformou-se em importante atrativo turístico e foi incorporado culturalmente pela população local.

Alguns exemplos do patrimônio geológico divulgados à população:

 

O que você está vendo?

Estes sulcos e cristas, impressos nesta rocha que você está observando ao seu lado, genericamente designadas de "estrias glaciais", foram formadas pelo movimento de enormes massas de gelo chamadas de geleiras (como hoje existem na Antártida) que aqui existiram durante a glaciação Permo-Carbonífera, há 300 milhões de anos atrás.

 

 

 

Na sequência dos globos abaixo, o lugar correspondente ao Período Carbonífero mostra quando se formaram estas estrias. Observe que este lugar estava próximo ao Polo Sul, o que explica o porquê dos glaciais. Veja também a projeção do nosso planeta para daqui a 50 milhões de anos, mostrando que os movimentos das placas tectônicas continuam ativos, deslocando os continentes. Nada está parado, para se ter ideia, o Brasil aumenta sua distância da África cerca de quatro centímetros por ano.

 

 

 

A estrutura geológica do Paraná é reconhecida cruzando-se o Estado de leste para oeste. Na região litorânea estão as rochas mais antigas, com mais de três bilhões de anos. Tanto no litoral quanto em todo o Primeiro Planalto Paranaense, bem como na região da Serra do Mar, afloram rochas ígneas e metamórficas de idades entre o Arqueano e início do Paleozóico. São rochas resistentes e responsáveis pelo forte relevo e altas declividades da paisagem. Esta parte do Estado é denominada de ESCUDO PARANAENSE.

A oeste, o Escudo é recoberto por uma espessa sequência de rochas sedimentares e vulcânicas, denominada BACIA DO PARANÁ. Esta sequência começa na Escarpa da Serrinha (Serra de São Luís do Purunã), chegando à divisa oeste do Estado, abrangendo o Segundo e Terceiro Planaltos Paranaenses. Sua formação teve início no Siluriano, terminando no Período Cretáceo. No início de sua formação as posições dos continentes eram muito diferentes da atual, a América do Sul ligava-se à África, formando o megacontinente Gondwana. Na época ainda não existia o Oceano Atlântico.

A evolução da BACIA DO PARANÁ, que durou mais de 350 milhões de anos, se fez em grandes ciclos geológicos, acompanhados de avanços e recuos da linha de costa de um antigo oceano que circundava o supercontinente Gondwana. Essas mudanças muito lentas, comparadas com a escala de tempo de eventos humanos, possibilitaram a formação de rochas de diversas origens marinha, lacustre, fluvial, glacial, que formam a sequência sedimentar paleozoica da Bacia do Paraná.

Durante o Jurássico, esta extensa bacia transformou-se num imenso deserto (o deserto Botucatu) com mais de 1,5 milhões de km2, que cobriu parte do que é hoje o sul do Brasil, Paraguai, Uruguai e Argentina.

No Cretáceo teve início a grande ruptura do supercontinente Gondwana, com a separação dos atuais continentes sul americano e africano, e a formação do Oceano Atlântico Sul. Esta separação promoveu a liberação de magma, formando extensos derrames de lavas basálticas sobre as unidades sedimentares paleozóicas. Estes derrames atingiram até 1.500m de espessura e cobriram mais de 1.200.000 km2. A alteração destas lavas resulta na famosa "terra roxa", solo de alta fertilidade agrícola. Sobre estas rochas, no noroeste do Estado, ocorrem os chamados arenitos Caiuá, também formados em ambiente desértico ao final do Cretáceo. Estas rochas formam solos muito suscetíveis à erosão e pobres do ponto de vista agrícola.

As últimas unidades geológicas a se formarem no Paraná são os sedimentos da Era Cenozóica. Os exemplos mais expressivos são os originados em clima semi árido, que recobre boa parte dos municípios de Curitiba e Tijucas do Sul; os depósitos sedimentares originados do intemperismo das rochas cristalinas da Serra do Mar que ocorrem na descida para o litoral; os depósitos marinhos de areia da orla costeira e, por fim, os inúmeros aluviões recentes dos rios que cortam o território paranaense.

 

 

Como e quando se formaram as Cataratas?

Há cerca de 1 a 1,5 milhões de anos as Cataratas do Iguaçu situavam-se na foz do rio Iguaçu, junto ao rio Paraná. A partir do pé da Garganta do Diabo, o rio Iguaçu corre num cânion estreito de 80 a 90 m de largura e altura média de 70 m até a sua foz, no rio Paraná. Este cânion, com 21km de extensão, foi escavado pela erosão regressiva das cataratas, ao longo de falhas e fraturas nas rochas.

Este desnível entre os leitos dos rios Paraná e Iguaçu é devido a maior força erosiva do rio Paraná, que entalhou seu canal mais profundamente que seus afluentes, dando origem a uma queda na foz de cada um. Atualmente estas quedas são encontradas a uma certa distância do rio Paraná, desde algumas centenas de metros, no caso de rios menores, até 21km no rio Iguaçu. A percepção humana não consegue observar a velocidade da erosão regressiva dos saltos (uma média entre 1,4 a 2,1 cm/ano para as Cataratas do rio Iguaçu), porém sua marca está ilustrada pelo grande cânion do rio Iguaçu, desde a sua foz até as Cataratas.

As rochas das cataratas

um registro da separação continental América do Sul - África

As Cataratas do rio Iguaçu estão sobre rochas basálticas representantes do maior derrame de lavas vulcânicas basálticas ocorrido na Terra, entre 120 e 130 milhões de anos, durante o Cretáceo.
Antes de ocorrer este gigantesco vulcanismo, toda superfície terrestre estava unida em um único continente, chamado de "Pangea", cuja porção sul reunia a América do Sul, África, Austrália, Índia e Antártida, formando a "Terra de Gondwana".

Esta região, naquela época, era de um enorme deserto, chamado "Deserto do Botucatu", e foi sobre esta paisagem desértica que aconteceu a grande ruptura da "Terra de Gondwana" com a separação continental da América do Sul e África e a formação do Oceano Atlântico Sul.

Uma das consequências da ruptura foi o extravasamento de lavas vulcânicas basálticas e que hoje sustentam e dão forma às Cataratas. Estes basaltos foram originados pela fusão de material preexistente em zonas profundas da crosta terrestre ou abaixo dela e que depois subiram até a superfície através de fraturas de distensão, provocando o derramamento do material vulcânico. Este gigantesco vulcanismo cobriu uma superfície de 1.200.000 km2, podendo alcançar 1.500 m de espessura. Foram necessários muitos derrames de lava para atingir esta espessura. Em alguns locais, observa-se a superimposição de mais de cinquenta derrames. As condições desérticas permaneceram durante o vulcanismo, fato comprovado pela existência de camadas de arenitos eólicos entre os derrames.
 

Por quê as cataratas são em degraus?

A forma das Cataratas em degraus é consequência da estrutura dos derrames de basalto. As imagens mostram a existência de três derrames na área das Cataratas, sendo que o contato entre os derrames superior e intermediário criou uma subdivisão nítida nos saltos, formando um patamar constituído pela parte superior do derrame intermediário. É nos contatos entre os derrames que a erosão atua mais efetivamente, fazendo com que a ação das águas crie reentrâncias neste nível.

Acima deste contato encontram-se os basaltos maciços colunares do derrame superior, os quais vão desabando à medida que progride a reentrância. O topo do derrame intermediário, constituído de brecha basáltica ou basalto vesicular pouco fraturado, forma uma plataforma plana e mais resistente à erosão. É sobre esta plataforma que desabam e se acumulam os detritos das colunas do derrame superior. A queda que se forma nos basaltos colunares mantêm-se na vertical, sendo esta uma das características peculiares e conhecidas das cachoeiras em rochas basálticas.
 

 

Por quê o rio Iguaçu corre para o interior do continente?

Após a ruptura do Gondwana e a formação do Oceano Atlântico, a borda leste do Brasil passou a subir lentamente devido aos movimentos tectônicos ascensionais, causados pela separação continental e a evolução da Cordilheira dos Andes.

Foi este evento, desenvolvido durante o fim do Cretáceo e o Terciário, que elevou o leste paranaense, fazendo com que os rios corram para o interior do continente.

O rio Iguaçu representa a maior bacia hidrográfica do Estado do Paraná, com 70.800 km2. Nasce na frente ocidental da Serra do Mar, a leste de Curitiba, e percorre 910km até sua foz, no rio Paraná. É um rio geologicamente antigo, que cruza duas escarpas (São Luís do Purunã e Serra da Boa Esperança) em vales de ruptura. 

Derrame de basalto

Um derrame de basalto, quando possui uma espessura acima de 15 m, apresenta três porções muito bem individualizadas: a superior, a central e a basal. 

 

 

Porção superior

É caracterizada pela extensiva presença de vesículas e por estruturas horizontais de fraturamento. A lava, ao extravasar, vem carregada de gases que migram para a superfície durante o escoamento, formando bolhas (espaços vazios denominados de vesículas). Durante ou após a solidificação da lava, emanações líquidas e gasosas provenientes do interior do derrame passam a cristalizar minerais variados no interior das vesículas, tais como: calcita, ametista, calcedônia, ágata, zeólitas, formando os maravilhosos geodos.

Como esta porção está mais exposta à ação da atmosfera, adquire coloração avermelhada pela oxidação dos minerais de ferro presentes na lava.
 

  

Porção central

Devido ao resfriamento mais lento, dá origem a rochas compactas, chamadas de basaltos maciços. Durante a solidificação desenvolve-se um sistema subvertical de fraturas, chamadas de disjunção colunar, que dividem a rocha em colunas verticais. 

 

Porção basal

Por estar em contato direto com a superfície de fluxo, resfria-se de maneira mais rápida, provocando um intenso fraturamento, bem como uma subdivisão laminar horizontal. Este fraturamento pode ser observado no embarque da lancha do "Passeio do Macuco" e no pé da área do "Campo dos Desafios", onde ocorre uma belíssima exposição de alteração química da rocha, em forma de esfoliação esferoidal do basalto, controlada pelos planos de fratura.

 

Arenitos

Os monumentos geológicos encontrados em Vila Velha são constituídos por uma rocha denominada arenito, o Arenito Vila Velha, formado pela compactação e endurecimento de camadas sucessivas de areia, pertencentes à unidade geológica denominada Grupo Itararé.

A formação destes arenitos remonta há 300 milhões de anos no Período Carbonífero, quando a América do Sul ainda estava ligada à África, à Antártida, à Oceania e à Índia, formando um grande continente chamado de Gondwana.

Nesta época, a região onde se localiza Vila Velha estava mais próxima ao Polo Sul e a temperatura média na Terra era muito baixa, período que corresponde a uma das grandes eras glaciais do passado terrestre denominada glaciação gondwânica permo-carbonífera

 

Carbonífero Superior / Permiano
306 milhões de anos

Época de deposição das areias que formaram o Arenito Vila Velha. Esta região estava muito próxima ao Polo Sul, sendo recoberta por enormes massas de gelo, como hoje ocorrem na Antártida

Hoje

Posição atual dos continentes com a distribuição das evidências geológicas da existência de geleiras a 300 milhões de anos. As setas indicam a direção de movimentação das geleiras.

 
O modelamento do Arenito Vila Velha, na forma de erosão atual, é algo muito recente. Ao longo dos 300 milhões de anos de existência destas rochas, aconteceram eventos geológicos que as soterraram sob outras sequências mais jovens. Movimentos tectônicos terrestres, aliados à erosão, o colocaram novamente à superfície. Os processos de erosão que esculpiram o Arenito Vila Velha, principalmente o das águas pluviais, aconteceram no Período Quarternário, ou seja, nos últimos 1,8 milhão de anos.

A característica marcante do arenito de Vila Velha é a presença do relevo em forma de ruínas (relevo ruiniforme), marcado pela rica associação de formas incluindo caneluras, cones de dissolução, topos pontiagudos, torres e pilares, que originam esculturas naturais singulares, das quais a Taça é a mais conhecida, hoje símbolo da região, em especial do Parque.

As formas dessas esculturas naturais derivam da ação das águas pluviais, da ação da energia solar, das mudanças e alterações de temperatura e da atividade orgânica sobre as rochas. Esta ação erosiva desenvolve-se através de descontinuidades e de zonas de fraqueza naturais da rocha, tais como: fraturas e falhas, estruturas sedimentares, textura e cimentação diferenciadas, cuja interação permite a formação destes maravilhosos monumentos.

Formação dos arenitos

A origem das areias, que posteriormente formaram o Arenito Vila Velha, remonta ao Período Carbonífero, 300 milhões de anos atrás. A paisagem era muito diferente da atual, dominada pela presença de geleiras, rios e lagos glaciais, compondo um ambiente denominado de flúvio-glacial.

As geleiras, ao se movimentarem para áreas mais baixas do terreno durante a sua fase de avanço, agregavam em sua massa sedimentos e fragmentos rochosos que encontravam pelo caminho. Durante a fase de recuo, devido ao derretimento do gelo, este material que se encontrava no corpo das geleiras era abandonado, formando depósitos sedimentares denominados de morenas. Rios e enxurradas, originados pelo próprio derretimento do gelo, lavaram estes sedimentos transportando e depositando as areias que formaram o Arenito Vila Velha em lagos glaciais.

Na região do Parque, estes sedimentos são predominantemente arenosos. Em vários locais dos Campos Gerais é possível ver as marcas destas geleiras no substrato rochoso, denominadas de estrias glaciais. Um bom exemplo destas estrias pode ser visto na Colônia Witmarsum, a caminho de Curitiba, em um sítio geológico ali existente.

 

  

Furnas

Dentre as grandes atrações do Parque Estadual de Vila Velha estão as furnas, que são na realidade poços de desabamento, depressões semelhantes a crateras, de formato circular e paredes verticais. As furnas não se situam na mesma unidade geológica dos arenitos avermelhados, o Arenito Vila Velha, mas sim em uma unidade geológica que está abaixo do Arenito Vila Velha, representada pelos arenitos esbranquiçados da Formação Furnas. Ver abaixo o mapa geológico do parque.

As furnas ocorrem na região dos Campos Gerais do Paraná, sendo conhecidas pelo menos 14 delas. No Parque Estadual de Vila Velha aparecem seis furnas, estando duas em estágio terminal: a Lagoa Dourada e a Lagoa Tarumã. São consideradas assim pelo fato de estarem quase que totalmente preenchidas de sedimentos.

Com exceção da furna 3, de fundo seco, todas as demais estão interconectadas pelo atual nível de água subterrânea, em torno da cota de 788 m, revelando que existe ampla circulação subterrânea de água entre as furnas e a Lagoa Dourada, através de fraturas e descontinuidades existentes no arenito.

As furnas se formam pela ação da circulação das águas superficiais que, acidificadas pela presença de matéria orgânica, vão lentamente destruindo a ligação entre os grãos que mantém a rocha coesa, propiciando a remoção mecânica dos constituintes do arenito. Este processo é acelerado nas partes mais fraturadas do arenito, principalmente nas intersecções de falhas e fraturas, pontos em que a rocha vai sendo lentamente desagregada, possibilitando que seus constituintes sejam transportados pela drenagem subterrânea, formando os poços de desabamento.
 

 

Sedimentos Quaternários
São os sedimentos argilo-arenosos com quantidades menores de cascalhos depositados nas planícies aluviais dos rios Guabiroba e Quebra Perna e seus afluentes.

Diques de Diabásio
Ocorrem dois diques de diabásio de direção noroeste - sudeste na área do Parque Estadual de Vila Velha. Há 130 milhões de anos, na Era Mesozóica, durante a quebra do continente Gondwana e a formação do Oceano Atlântico Sul, esta região sofreu um forte abaulamento (Arco de Ponta Grossa), originando fraturas profundas de direção noroeste-sudeste, por onde ascenderam enormes quantidades de magma basáltico. Os diques são a consolidação deste magma dentro das fraturas.

Arenito Vila Velha
Unidade de topo do Grupo Itararé no Parque Estadual de Vila Velha e seu principal atrativo. Veja a descrição em detalhes no quadro "Arenitos".

Grupo Itararé Indiferenciado
Trata-se da unidade basal do Grupo Itararé no Parque e é de natureza muito variada, reflexo dos muitos subambientes do ambiente glacial. Ocorrem diamictitos, argilitos, folhelhos e arenitos.

Formação Ponta Grossa
Esta formação tem idades entre 400 e 375 milhões de anos dentro do Período Devoniano. É composta por folhelhos e argilitos escuros fossilíferos de origem marinha. Esta formação é famosa por seus fósseis, tipicamente marinhos, incluindo gastrópodes, trilobites, braquiópodes, crinóides, constituindo a denominada fauna da "Província Malvinocráfica." Belas exposições desta unidade podem ser vistas na Fazenda Rivadávia, próxima ao Parque.

Formação Furnas
A Formação Furnas, com idade de 400 milhões de anos, início do Período Devoniano, é constituída por arenitos médios a grossos, com níveis conglomeráticos restritos, caulínicos (argilas brancas), o que lhes confere a coloração clara. Apresenta marcantes estruturas sedimentares, principalmente estratificações plano-paralelas e cruzadas planares. O ambiente de sedimentação da Formação Furnas é considerado como uma interação marinho / fluvial.

 

 

 

 

O Nascimento do Oceano Atlântico

O Oceano Atlântico nasceu aproximadamente há 150 milhões de anos, Período Cretáceo, quando iniciou a separação continental entre a África e a América do Sul.

O movimento das Placas Tectônicas, conhecido como “Deriva Continental”, faz com que os continentes e os oceanos sejam diferentes e variem de posicionamento ao longo do tempo geológico.

Como e quando se formaram a planície costeira e a Ilha do Mel

As planícies costeiras paranaenses, incluindo as da Ilha do Mel, são formadas por sedimentos arenosos de origem marinha costeira com idades inferiores a 120.000 anos. Sua formação é devido às grandes variações do nível do mar ocorridas no Período Quaternário, últimos 1,8 milhão de anos, consequência dos períodos glaciais (idades do gelo) e interglaciais (períodos quentes).

Durante os períodos glaciais, a água que evaporava dos oceanos precipitava na forma de neve e ficava retida na forma de gelo sobre os continentes, causando o rebaixamento do nível do mar. Durante os períodos interglaciais as geleiras derretiam e a água voltava aos oceanos elevando seu nível. Atualmente vivemos num período interglacial com um dos níveis do mar mais altos de todo o período Quaternário.

A planície costeira paranaense formou-se principalmente durante os dois últimos períodos interglaciais cujos máximos foram, respectivamente, há 120.000 anos e 5.600 anos.

 

 

No primeiro Período, há 120.000 anos, o nível do mar estava  8 metros acima do atual, a planície costeira praticamente não existia e a linha de costa estava localizada quase no sopé da Serra do Mar. Neste período, a Ilha do Mel estava reduzida a um pequeno arquipélago formado pelos atuais morros da Ilha.

 

A seguir, o mar desceu até alcançar um nível de aproximadamente 120 metros inferior ao atual, há 18.000 anos, máximo do último período glacial, formando extensas planícies costeiras, sulcadas por rios.
Nesta época a Ilha do Mel não existia e a linha de costa paranaense localizava-se a mais de 100 km a leste da costa atual.

 

Após o pico do último período glacial, as geleiras derreteram e o mar subiu rapidamente até alcançar um nível de 3m superior ao atual, há 5.600 anos. Neste período, a linha de costa se localizava entre 2 e 5 km mais para o interior em relação à costa atual.
A Ilha do Mel novamente foi reduzida a um arquipélago rochoso. Havia apenas uma estreita faixa de areia ligando os morros Bento Alves e do Meio, e dois pequenos terraços arenosos existiam na região das Encantadas.

 

Após 5.600 anos, o mar desceu até alcançar o nível atual, formando a parte mais nova das planícies costeiras paranaenses. A planície da Ilha do Mel formou-se de oeste para leste, pela formação de sucessivas praias, configurando uma planície arenosa com cordões litorâneos.

 

Só tardiamente formou-se a larga planície arenosa unindo as parte norte e sul da Ilha do Mel, que foi parcialmente erodida pelas ondas e correntes de maré até formar o estreito istmo atual, e que quase desapareceu no final dos anos 90.

Ambientes geológicos do litoral paranaense

No litoral paranaense podem ser reconhecidos diversos ambientes geológicos, dentre os quais se destacam os estuários ou baías, os deltas de maré, as planícies de maré e as praias e dunas costeiras.

A costa paranaense, pelas suas características fisiográficas e dinâmicas, é classificada em três tipos principais:
estuarinas, de mar aberto e de desembocadura. 

Costas estuarinas são aquelas do interior das baías, e caracterizadas por planícies de maré, com areia e lama, cobertas por vegetação de mangue e marismas.

Costas de mar aberto se caracterizam por apresentar praias de areia e dunas frontais.

Costas de desembocaduras também têm praias e dunas frontais, porém possuem dinâmica mais complexa que as de mar aberto. As correntes de maré e as ondas conferem a estas costas grande mobilidade, ocorrendo mudanças da linha de costa de centenas de metros em poucos anos.

 

Uma das ações da Mineropar para marcar um sítio referencial no patrimônio natural é a exposição de painéis de divulgação científica que descrevem detalhadamente a origem e evolução geológica do local considerado, numa abordagem científica, para divulgar o conhecimento e justificar a importância da sua preservação. Nas áreas de afluxo mais significativo de turistas estrangeiros foram elaborados painéis em inglês, espanhol além de português.

A Cratera de Impacto de Vista Alegre

As Pinturas Rupestre

Canyon Guartelá

Estrias Glaciais de Witmarsum

Formação Capirú e o Kartz

Furnas do Parque Estadual de Vila Velha

Ilha do Mel

Jaguariaíva-Sengés

Lagoa Dourada

Lapa

Litoral Paranaense

O Pinheiro de Pedra

Parque do Iguaçu

Parque Estadual de Vila Velha

Pedras do Cambira

Rio Negro - Mafra

Serra do Mar 1

Serra do Mar 2

Tibagi

Atlas dos Painéis Geoturísticos do Paraná - Sitios geológicos e paleontológicos assinalados entre 2003-2006 -

Bacia Sedimentar de Curitiba - Geoturismo e Geoconservação

Geoturismo urbano - possibilidades para a geoconservação

Geoturismo em Curitiba

Geoturismo no Karst

A Cratera de Impacto de Vista Alegre

Canyon Guartelá

Estrias Glaciais Witmarsum

Jaguariaíva-Sengés

 

Lapa

O Karst e a Formação Capiru

Parque Estadual de Vila Velha

Parque Nacional do Iguaçu

Pinturas Rupestres

Rio Negro - Mafra

Tibagi

Unidade de Conservação da Ilha do Mel