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1 INTRODUÇÃO

Grandes e médias cidades são regiões onde, no presente, se concentra cerca de 70% da população mundial. No Brasil, a tendência da concentração urbana se dá nesses aglomerados urbanos, que impressionam pela área ocupada e pela sua expansão acima da média mundial.

Por razões históricas, a maioria das grandes cidades brasileiras, em geral capitais de estado, está localizada na porção oriental do território e, inclusive, boa parte delas é litorâneas.

Tal posicionamento geográfico carre-ga variadas consequências sociais e físicas. Uma delas, de fundamental importância no dia a dia dos cidadãos e de órgãos de plane-jamento urbano, é a peculiaridade geológica que possuem essas regiões ocupadas desde a colonização do país.

Em geral, a porção ocidental do país, além da sua região litorânea, é dominada por zonas montanhosas e planaltos intermonta-nos, formados por agrupamentos rochosos muito antigos, cortados por rochas ígneas intrusivas e sobrepostos por formações sedi-mentares mais recentes, relativamente espar-sas, inclusive aquelas depositadas pelos rios que recortam a região.

Do ponto de vista geomorfológico o sítio geológico de Curitiba e arredores compreen-

Geologia de Curitiba e arredores

A. P. FioriUniversidadeFederaldoParaná,Curitiba,Brasil

E. SalamuniUniversidadeFederaldoParaná,Curitiba,Brasil

RESUMO: Os aspectos geológicos do sítio urbano de Curitiba e arredores estão ligados, princi-palmente, à Bacia Sedimentar de Curitiba, de idade oligo-miocênica, relativamente rasa e com área restrita, e ao embasamento da bacia, ou Complexo Atuba. A Formação Guabirotuba, que preenche a referida bacia é formada, no centro, principalmente por sedimentos friáveis argilosos, siltosos e com lentes arenosas e, na periferia, por sedimentos mais grossos, que podem chegar a tamanhos de seixos e calhaus. O Complexo Atuba, por sua vez, é formado por rochas cristalinas, bem estruturadas e firmes, mas cuja alteração química-intempérica no contato entre os sedi-mentos superiores torna-as igualmente friáveis. Condicionantes geológico-estruturais controlam aspectos geomorfológicos importantes, os quais, por sua vez, em adição às características petro-lógicas dos sedimentos, influenciam boa parte das características geotécnicas locais.

de a região que Maack (1967) denominou de Primeiro Planalto Paranaense, sendo limita-do a leste e sudeste por maciços graníticos que formam os contra-fortes da Serra do Mar, e a oeste e noroeste pela Serra de São Luiz do Purunã, que também recebe o nome de Escarpa Devoniana, pertencente à Bacia Sedimentar do Paraná. A antiga superfície de erosão, de idade holocênica, presente nestas regiões foi denominada Superfície de Curiti-ba por Bigarella et. al. (1961).

O Planalto de Curitiba é formado por áreas pouco elevadas com cristas alongadas, morros arredondados e vales de drenagem pertencentes às cabeceiras de duas das mais importantes bacias hidrográficas do sul do país: as bacias do rio Ribeira do Iguape e do rio Iguaçu. Correndo para lados opostos, o primeiro em direção ao oceano e o segundo em direção ao rio Paraná, esses rios vêm pro-vocando a dissecação do Planalto expondo, inclusive, os horizontes mais basais do ter-reno. Não raro geram depósitos aluvionares, que podem constituir importantes depósitos de agregados para a construção civil.

As características geológicas de uma re-gião são determinantes para o desenho de sua paisagem, incluindo-se nesse princípio tanto as unidades estratigráficas, que compõem o terreno, quanto as estruturas que lhes dão for-ma espacial.

TWINCITIES – Solos das Regiões Metropolitanas de São Paulo e Curitiba

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O sítio urbano de Curitiba encontra-se em um sítio geológico em forma de bacia sedi-mentar, constituída por uma capa de rochas sedimentares posicionada sobre um substrato rígido e firme que, em geral, torna o terreno estável. Essa característica estratificada per-mite que sejam individualizadas pelo menos duas unidades geológicas fundamentais: a primeira, estratigraficamente inferior, con-templa um conjunto de rochas cristalinas denominado de Complexo Atuba, enquanto o segundo, representa uma cobertura sedimen-tar, constituída pela Formação Guabirotuba e depósitos aluvionares atuais. Do ponto de vista geológico, as características dos tipos rochosos (ou litotipos) são determinadas pela sua composição mineralógica e por suas estruturas. Em boa parte do sítio urbano de Curitiba o embasamento da bacia é aflorante, com exceção da região centro-oeste, onde se concentra a maior parte dos sedimentos da Formação Guabirotuba. Na porção sudoeste verifica-se a maior quantidade dos depósitos aluvionares recentes do rio Iguaçu.

Os solos são aqui considerados como correspondendo aos sedimentos aluvionares, tanto associados a depósitos recentes como a terraços, os solos transportados por ação da gravidade (colúvios) e os solos residuais e saprólitos, relacionados às diferentes for-mações geológicas. Com exceção dos dois últimos, foram denominados genericamente de solos transportados para efeito, principal-mente, na caracterização de unidades geotéc-nicas. Apresentam importância pelo fato de cobrirem diferentes rochas da área, na maior parte com espessuras significativas, e dire-tamente sobre os quais se dão as atividades antrópicas.

2 CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS DO MUNICÍPIO DE CURITIBA

A geologia do sítio urbano de Curitiba, e seus arredores imediatos, são resultantes dos pro-cessos de formação e deformação de rochas cristalinas do Complexo Atuba, constituí-do por rochas metamórficas de médio a alto grau metamórfico, de idade paleoproterozóica (cerca de 1,8 bilhão de anos). Há cerca de 20 milhões de anos, no Cenozóico (Oligo-Mio-ceno) um evento deformacional abre espaço para a deposição de sedimentos inconsolida-dos da Formação Guabirotuba. Sobreposta a

ela ocorrem manchas esparsas de sedimentos pleistocênicos da Formação Tinguis, além de sedimentos e terraços aluvionares atuais ou holocênicos. O sítio geológico, como um todo, recebe o nome de Bacia Sedimentar de Curitiba, que engloba aproximadamente 95% da área do município, mas também boa par-te dos municípios vizinhos. A caracterização desse sítio é fundamental para explanar a ge-ologia do município e suas circunvizinhanças.

O mapa geológico de Curitiba e arredores é mostrado na Figura 1 e a coluna estratigrá-fica na Tabela 1, enquanto as relações entre as unidades geológicas e os diferentes tipos de solos são mostradas na Tabela 2.

Por outro lado, o entorno mais afastado de Curitiba registra igualmente a presença de grandes manchas aluvionares, também de sedimentos da Formação Guabirotuba; de diques basálticos juro-cretácicos; siltitos e conglomerados da Formação Camarinha, neoproterozóicos a cambrianos e rochas me-tassedimentares de idade neoproterozóica do Grupo Açungui (Formação Capiru), além da continuidade do Complexo Atuba.

Em seguida são descritas as característi-cas das unidades geológicas locais, a partir da mais antiga para a mais nova.

2.1Embasamento:oComplexoAtuba

Como referido anteriormente, o embasamen-to da Bacia de Curitiba é constituído pelo Complexo Atuba, que aflora em diversos pontos do município de Curitiba e pode ser mais bem visualizado nas diversas pedreiras, que outrora forneciam brita para a indústria da construção civil. As mais notáveis são as pedreiras Paulo Leminski, do Tanguá e do Atuba (Figura 2), que empresta o nome ao complexo.

O Complexo do Atuba é formado por gnaisses bandados e migmatitos (Figura 2), cujas características petrológicas permitem separá-los em (a) gnaisses com melanossoma, formado por biotita-anfibólio gnaisse e leucos-soma cuja composição é tonalito-granodiorítica e (b) gnaisses graníticos bandados com presen-ça restrita de biotita. Os gnaisses são derivados de rochas granodioríticas, graníticas e anfibo-líticas. Também ocorrem intercalados diversos outros litotipos, tais como paragnaisses, quart-zitos, quartzo xistos e micaxistos.

Os migmatitos podem ser heterogêneos ou homogêneos. Os heterogêneos, em geral,

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apresentam um aspecto bandado e dobrado, e caracterizam-se pela alternância de bandas claras e escuras subparalelas, de espessu-ras centimétricas (Figura 3) a decimétricas (Figura 4). Tais bandas são o melanossoma (bandas escuras) com associação mineraló-gica composta por hornblenda, muscovita, quartzo e plagioclásio, geralmente de aspec-

Figura 1. Mapa Geológico (Modificado de Salamuni et al. 2004).

Figura 2. Gnaisse migmatizado, mostrando o paralelis-mo entre as injeções graníticas (leucossoma) e as faixas gnáissicas (melanossoma). Pedreira do Atuba, BR-476 (Fonte: Liccardo et al. 2008).

Figura 3. Aspecto do migmatito heterogêneo, com alter-nância de níveis ou bandas mais escuras, que compõem o melanossoma gnáissico, e intercalações de material mais claro, quartzo feldspático, que compõe o paleossoma.

to gnáissico e o leucossoma (bandas claras) de composição quartzo-feldspática e com as-pecto granítico. Os migmatitos homogêneos, por sua vez, são rochas cinza clara, averme-lhadas até cinza escuras, de granulação gros-sa, compostas essencialmente por quartzo e feldspatos, de aspecto granitóide ou gnáissi-co, possuindo um bandamento difuso.

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Tabela 1: Coluna estratigráfica regional.

SIGLA UNIDADE IDADE DESCRIÇÃO RESUMIDA

QHa Aluviões atuais Quaternário (Holoceno)

Sedimentos areno-síltico-argilosos depositados em am-biente fluvial, intercalados com camadas de areia fina a grossa e cascalhos

QHt Terraços aluvionares

Quaternário (Holoceno)

Sedimentos areno-síltico-argilosos depositados em am-biente fluvial, intercalados com camadas de areia fina a grossa e cascalhos, posicionados acima do nível atual da planície de inundação

QPg Formação Guabirotuba

Terciário (Oligo-

Mioceno)

Sedimentos da Bacia de Curitiba, incluindo argilas, arcósios, areias e cascalhos, depositados em ambiente semi-árido com rios e lagoas efêmeras

JKd Intrusivas Básicas

Jurássico--Cretáceo Diques de diabásio e diorito pórfiro

PSCc Formação Camarinha

Cambriano / Neorotero-

zóico

Conglomerados polimíticos, matriz argilosa, coloração avermelhada. Siltitos com intercalações de argilitos e arenitos arcosianos

Psacd Formação Capiru(Grupo Açungui)

Neoprotero-zóico

Metacalcários dolomíticos, geralmente maciços, de cor cinza. Às vezes aparecem corpos acamadados, com alter-nância de camadas cinza e cinza-escuro.

Psacm Formação Capiru(Grupo Açungui)

Neoprotero-zóico

Metapelitos, geralmente avermelhados, deformados tec-tonicamente de forma heterogênea; são comuns estruturas sedimentares em rochas menos deformadas

PSacq Formação Capiru (Grupo Açungui)

Neoprotero-zóico

Quartzitos de cores cinza, intercalados e gradando para filitos. Por vezes aparecem intercalados nos metacalcários

Picgg Complexo Atuba Paleoprote-rozóico

Unidade granítico-gnáissica: gnaisses graníticos ou gra-nodioritos com frequentes augen-gnaisses.Unidade migmatítica: migmatitos bandados, com mela-nossoma de gnáisses anfibolíticos, metamáficas e metaul-tramáficas; leucossoma de composição quartzo-feldspáti-ca em injeções pegmatíticas; milonitos e blastomilonitos.Quartzitos (ou zonas de silicificação com quartzo recristalizado), quartzo-xistos, em geral relacionados a lineamentos tectônicos.Rochas metaultramáficas em camadas decimétricas a métricas, intercaladas em gnaisses e migmatitos, predo-minantemente de composição básica

Figura 4. Aspecto do migmatito heterogêneo do Comple-xo Atuba, onde são bem evidentes as bandas claras gra-níticas, alternadas com bandas mais escuras, gnáissicas.

Figura 5. Solo residual (saprólito) derivado da decompo-sição de gnaisses do Complexo Atuba (pedreira Central, BR-277).

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Tabela 2: Relação entre Unidades Geológicas e a tipologia dos Solos.

UNIDADES GEOLÓGICAS SOLOSAluviões atuais Hidromórficos sobre aluviõesTerraços aluvionares Hidromórficos sobre terraços aluvionaresFormação Guabirotuba Residuais e transportados sobre a Formação

GuabirotubaIntrusivas Básicas Residuais sobre diabásioFormação Camarinha Residuais e transportados sobre a Formação

CamarinhaFormação Capiru - Grupo Açungui Residuais sobre unidades carbonáticas da Forma-

ção CapiruFormação Capiru - Grupo Açungui Residuais e transportados sobre metapelitos da

Formação CapiruFormação Capiru e Complexos Atuba e Granito--Gnáissico/quartzitos

Residuais e transportados sobre rochas quartzíti-cas da Formação Capiru e dos complexos Atuba e Granito-Gnáissico

Complexo Gnáissico-Migmatítico Residuais e transportados sobre o Complexo Atuba

Complexo Granítico-Gnáissico Residuais e transportados sobre o Complexo Granito–Gnáissico

Os corpos de rochas máficas e ultramáficas, encaixados nos migmatitos, têm algumas deze-nas de metros de espessura, podendo, em alguns casos, atingir dimensões suficientes para serem representados em mapas, como é o caso dessa unidade, que aparece nas proximidades do mé-dio curso do rio Verde. Quando pouco alteradas, são rochas maciças, de coloração esverdeada, de granulometria média a grossa, com cristais de piroxênio preservados. Às vezes, essas ro-chas apresentam-se intensamente deformadas, quando associadas a lineamentos geológicos, adquirindo um aspecto xistoso e brilho sedoso.

Veios de quartzo em zonas de cisalhamen-to são relativamente frequentes nas rochas desse complexo. É comum a presença de ma-tacões e megablocos dispersos no solo, muitas vezes com cristais de feldspato potássico com até 10 cm de comprimento.

Os quartzitos associados ao Complexo Atu-ba, que ocorrem nas cabeceiras do rio Itaqui, imediatamente a oeste-noroeste da divisa do Município de Curitiba, formam cristas alonga-das, em geral, de direção nordeste, sendo mui-tas vezes aproveitados como fonte de saibro. São rochas resistentes, de coloração cinza cla-ra, de granulometria média a fina e constituídas essencialmente por quartzo, bem recristalizado, às vezes com impregnação de óxidos de ferro. Como característica, apresentam concentrações

de blocos junto à superfície e são friáveis quan-do fortemente intemperizados.

A estruturação predominante no emba-samento da Bacia de Curitiba é uma forte orientação planar dos minerais com carac-terísticas dúcteis nos granitóides (leucogra-nitos), gnaisses granulíticos e gnaisses ban-dados migmatíticos (Siga Jr. et al., 1995). Esta superfície apresenta geralmente altos ângulos de mergulhos, ora orientados para NW ora para SE. Uma xistosidade anterior é observada, porém apresenta-se pouco preser-vada nos litotipos observados.

As rochas do Complexo Atuba conferem uma grande resistência ao substrato geológico da cidade, tornando-o muito estável e, quan-do in situ e não intemperizadas, com possibi-lidades quase nulas de deslocamento, mesmo quando submetido a cargas elevadas.

Em relação aos solos residuais, essa uni-dade é constituída predominantemente por solos residuais e, secundariamente, por co-lúvios situados na meia encosta. Ambos são separados por uma linha de seixos de quartzo subangulosos, com espessuras centimétricas.

O solo transportado ou coluvionar é silto-so, de coloração castanha clara a amarela, com espessuras inferiores a 1 m. Segundo Salazar Jr. et al. (1999), apresenta resistência à pene-tração baixa e peso específico dos sólidos com

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uma média em torno de 2,76 g/cm3. Os limites de liquidez (LL) e de plasticidade (LP) são, respectivamente, de 56 e 35,6%. A permeabi-lidade é baixa com cerca de (10-6 cm/s).

O horizonte B pode ser maduro ou jovem, e nesse caso, quando ainda é possível verifi-car algumas características da rocha original, apresenta espessuras frequentemente inferio-res a 5 m, de cores avermelhadas e textura ar-gilosa, com predomínio de caulinita e gibsita entre os argilo-minerais, baixa resistência à penetração e peso específico em torno de 2,74 g/cm3. O limite de liquidez (LL) varia de 35,5 a 54,9%, enquanto o limite de plas-ticidade (LP) de 26,6 a 37,8%. A permeabi-lidade média é da ordem de 10-4 a 10-5 cm/s.

O saprólito (Figura 5) caracteriza-se pela presença de estruturas da rocha original ain-da preservadas, como bandamento, veios de quartzo e xistosidade, dada pelo alinhamento das micas. É de cor rósea a amarelada, argiloso, com predominância da caulinita, e em menores proporções a ilita. A espessura é muito variá-vel, desde menos de um metro até mais de uma dezena de metros. Como características físicas, apresentam baixa resistência à penetração, po-rém aumentando em profundidade, permeabili-dade da ordem de 10-4 a 10-5 cm/s e peso espe-cífico de 2,82 g/cm3, em média.

2.2 Conformaçãoemorfologiadoembasa-mento

A Bacia Sedimentar de Curitiba, do ponto de vista morfológico, é uma calha cujas altitudes mínimas em torno de 820 m sobre o nível do mar, porém suas altitudes médias estão na fai-xa dos 870 m. As ombreiras aflorantes da bacia possuem altitudes médias entre 890 e 900 m, alcançando até 1140 m nas áreas mais altas a leste e sudeste do núcleo urbano principal. Es-tas últimas representam as vertentes ocidentais da Serra do Mar que determinam um alto estru-tural significativo em termos regionais.

Na porção centro sul, onde o rio Barigui conflui para o rio Iguaçu, há uma área mais rebaixada na topografia, significativamente mais espraiada, alongada na direção leste--oeste, que muda a conformação da própria calha da bacia sedimentar.

Não obstante a conformação central aba-tida da bacia, há ocorrência de altos inter-mediários, correspondentes a blocos do em-basamento adernados por falhas, por vezes expostos, que promoveram o isolamento de depressões entre os altos, porém de diâme-tros são reduzidos (Figura 6).

O relevo da superfície da bacia mostra di-ferenças significativas em relação ao relevo

Figura 6. Morfologia do embasamento da Bacia Sedimentar de Curitiba. As porções mais escuras são as mais profundas (Salamuni, 1998).

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do embasamento. No geral, as porções mais altas do relevo estão posicionadas a nordeste do núcleo urbano e as mais baixas a sudoeste. No vale espraiado, localizado a sul da bacia, onde se encaixa parte do rio Iguaçu, há uma depressão rasa na porção central e que reflete uma alteração da morfologia atual em fun-ção de movimentação diferencial do substra-to, que pode estar gerando dois fenômenos importantes no local: (a) alinhamentos mor-fológicos noroeste-sudeste, que facilitam a dissecação dos sedimentos que preenchem a bacia e (b) represamento natural do rio Igua-çu, gerando um padrão meandrante em vá-rios trechos. Meandros abandonados sofre-ram atividade antrópica de extração de areia que resultaram um longo campo de cavas preenchidas por água.

No que tange ao relevo do embasamento, uma das características mais notáveis da Bacia Sedimentar de Curitiba é a pequena profundida-de de sua calha. A Figura 6, mostra um modelo digital (2D) com a topografia inferida do em-basamento. As porções mais escuras refletem a maior profundidade do topo das rochas do Complexo Atuba. Se analisado o contexto do município de Curitiba, observa-se que há pelo menos três domínios (com direção nordeste--sudoeste) mais evidentes: (a) região norte com profundidades menores, entre 0 e 15 m; (b) re-gião sul, com profundidades do embasamento entre entre 20 e 55 m e (c) a porção central com profundidades maiores, entre 35 e 80 m.

2.3FormaçãoGuabirotuba

A Formação Guabirotuba é o principal de-pósito sedimentar da Bacia de Curitiba. Os trabalhos pioneiros dessa unidade geológica são de Bigarella e Salamuni (1962) e Becker (1982), que definiram suas características se-dimentológicas, bem como sua estratigrafia e seu paleoambiente.

A área de ocorrência da Formação Guabi-rotuba abrange toda a Bacia de Curitiba, com cerca de 3.000 km2 (Figura 1). A espessura é diferenciada, variando desde métricas nas bordas até decamétricas na região central. Ca-racteriza-se pela presença de um relevo aplai-nado, com colinas baixas e convexas e baixa densidade hidrográfica. Quando alterados, ge-ram solos de coloração vermelho tijolo.

Os depósitos da Formação Guabirotuba estão assentados de forma discordante e irre-gular sobre o Complexo Atuba. É composta

predominantemente por depósitos argilosos e sílticos esverdeados (Figura 7). A argila predominante é a esmectita, comparecendo, em menores proporções, a ilita e a caulinita. Como característica principal, no processo de alteração, essa argila dá origem ao em-pastilhamento e formação de trincas relativa-mente profundas em forma conchoidal devi-do ao seu ressecamento quando exposta ao ar livre, o que a torna altamente desagregável, propiciando a rápida instalação de processos erosivos. Segundo Felipe (1999), pesquisas indicam que a grande erodibilidade desta for-mação se dá em função da expansibilidade da esmectita (2:1), ou seja, em contato com água ou em ambientes com elevada umidade do ar as esmectitas se expandem e quebram a estrutura original das camadas sedimentares locais provocando desagregação do maciço.

Os depósitos argilosos gradam para sedi-mentos mais grossos de forma interdigitada ou abrupta, dependendo das características estratigráficas e estruturais locais. Há inter-calações de areias arcosianas e, mais rara-mente, de cascalheiras com predominância de seixos de quartzo. Também há lentes sil-tosas esparsas, além da frequente ocorrência de caliche, sob a forma de impregnações de carbonato de cálcio em quantidades subsidiá-rias, esparsas nos depósitos argilosos.

a. Argilas inconsolidadas e depósitos de la-mas - na periferia da bacia os depósitos ar-gilosos são menos frequentes que no centro, onde ocorrem suas maiores espessuras. Ge-ralmente se apresentam bem compactados e com texturas maciças, possuem cores que gradam das tonalidades cinza-esverdeadas a esbranquiçadas, granulação muito fina e compostas por grãos de areia esparsos em sua massa. Em alguns locais, observa-se a individualização de diferentes camadas.

Quando alterados, os pacotes argilosos fre-quentemente apresentam colorações rosadas (mosqueadas) a ocres, que seriam resultantes de laterização incipiente. A ocorrência de ho-rizontes lateríticos não é rara, podendo ser ob-servadas crostas ferruginosas, em geral limoní-ticas, cuja espessura média é de cerca de 5 cm.

b. Depósitos carbonáticos (caliches e areias carbonáticas) - esses depósitos apresentam--se dispersos lateralmente em profundidades rasas na Formação Guabirotuba. São bancos descontínuos, tabulares, esbranquiçadas a

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creme, com espessuras centimétricas a métri-cas, geralmente maciços, mas podendo ocor-rer de forma foliar (Figura 8).

No interior das areias arcosianas, a im-pregnação pelos carbonatos encontra-se na forma de cimento friável e descontínuo e po-dem ser produto de processos pedogenéticos recentes. Além dos depósitos tabulares, os caliches ocorrem como vênulas, correspon-dentes a pequenas fraturas preenchidas na forma de calcretes, aleatoriamente distribuí-dos. Também foram observadas vênulas com recristalização de sílica, ou silcretes, em aflo-ramentos onde está exposto o contato entre a Formação Guabirotuba e o embasamento.

As estratificações de caliche caracterizam depósitos que seguem o padrão geométrico das camadas arcosianas, apresentando-se lenticulares em grande escala, mas localmen-te com aspecto tabular.

c. Depósitos arcosianos e areias arcosianas - for-mam depósitos pouco consolidados, compostos por clastos de quartzo, quartzito e feldspato, os quais possuem tamanhos variados, desde sub-milimétricos até centimétricos, geralmente an-gulares e subangulares. A matriz é areno-siltosa e, por vezes, argilosa chegando a apresentar, segundo Becker (1982) entre 20 e 40% de felds-patos. Apresentam cores com predominância de tons avermelhados até esbranquiçados.

A granulometria das areias arcosianas é va-riável desde médias e finas no centro e sudoeste da bacia, ao passo que as mais grossas são mais abundantes na sua porção nordeste e leste da ba-cia dispostas em lentes descontínuas, onde, por vezes, há estratificação cruzada. O acamamento é tipificado por meio de estratos cruzados, rara-mente acanalados, que podem se apresentar em sets até 20 cm de espessura, embora normalmen-te não ultrapassem poucos centímetros.

As areias arcosianas estão presentes em toda a bacia, ocorrendo em extensões laterais variáveis de decimétricas a hectométricas, en-quanto que a espessura varia do decímetro a dezenas de metros. Variações destas camadas arcosianas se traduzem em areias inconsoli-dadas, compostas exclusivamente de grãos de quartzo e matriz siltosa. São depósitos de pequena espessura e lenticulares, mais sele-cionados e trabalhados do que os puramente arcosianos (Figura 9).

Apresentam permeabilidade média a bai-xa e erodibilidade baixa, conforme observa-do em campo.

d. Depósitos de cascalhos - são geralmen-te pouco espessos compostos por seixos de quartzo com matriz argilosa. Na porção sudo-este e oeste da bacia seixos ou grãos são em sua maioria de quartzo e quartzito, enquanto que na porção nordeste, leste e sudeste, os cascalhos são formados por quartzo e felds-pato alterado, além de fragmentos rochosos, tais como granitos, migmatitos e diabásios, bem como camadas ferruginosas. Os tama-nhos são variáveis desde 1 ou 2 cm até 5 cm, e também grânulos, com formas alongadas ou subesféricas, podendo ser angulosos ou não (Figura 10). Em afloramentos na borda da bacia, foram verificados calhaus entre 10 e 50 cm, mas nas imediações da Serra do Mar, a leste, inclusive no município de Piraquara, há depósitos espessos que mostram matacões esparsos em meio à matriz de calhaus e sei-xos (Figura 11).

Em média a espessura da Formação Gua-birotuba é de cerca de 40 m, porém não apre-senta valores constantes, variando desde 1 m até um máximo de 80 m. As maiores espes-suras estão localizadas na porção central e centro-sudeste da bacia, principalmente nos bairros do centro sul e sudeste do município, onde se posicionam as principais depressões que formaram a calha principal da bacia.

e. Estruturas e processos sedimentares nas formações Guabirotuba - nos litotipos da For-mação Guabirotuba é comum a observação de estruturas primárias tais como estratificações plano-paralelas e cruzadas, bem como níveis granodecrescentes. Igualmente ocorrem mar-cas onduladas decimétricas, acamamento len-ticularizado, laminações convolutas e estrutu-ras de carga.

Nos sedimentos mais arenosos, as estrati-ficações plano-paralelas e cruzadas são nor-malmente de pequeno porte, mas em alguns pontos foram observados estratos cruzados de até 2 m de espessura. Além dessas estruturas, há níveis segregados com os mais grosseiros na base e os mais finos no topo, constituindo parte da gradação normal. Em geral, no entan-to, a deposição parece ter sido bastante aleató-ria, havendo uma predominância de grossei-ros na periferia da bacia e de silte e argilas e/ou lamas onde se estima estejam localizados os depocentros.

Foi constatada também a presença de estruturas deformacionais sindeposicionais, tais como marcas convolutas e estruturas de

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carga. Igualmente ocorrem fraturas atectô-nicas, que em geral são conchoidais, de di-mensões centimétricas a decimétricas, com superfície lisa e brilhante, sem orientação definida ou padrão geométrico claro.

A presença esparsa de estruturas típicas de canais mostra que a Bacia de Curitiba sofreu uma influência de ambientais fluviais típicos, sem continuidade espacial ou temporal. A For-mação Guabirotuba, na área central da bacia, apresenta predominantemente associações que revelam tanto processos por suspensão quan-to processos por evaporação (ou diagenéticos), caracterizando ambientes dominados por lagos. Esparsamente ocorrem sedimentos que caracte-rizam tanto fluxos gravitacionais quanto trativos. Estes últimos são provavelmente o resultado da sedimentação de rios efêmeros alimentadores dos lagos no centro da bacia e foram referidos, anteriormente, como lentes de areias arcosianas por Bigarella e Salamuni (1962). Nesse caso há, também, depósitos de barra e de planície de inundação, que mostram a riqueza dos processos de sedimentação no paleo-ambiente local.

As argilas, por sua vez, caracterizam uma deposição por suspensão, com pouca ou ne-nhuma energia de transporte, atestando um provável ambiente lacustre, como resultado da acumulação sazonal de água nas porções mais aplainadas da Bacia.

Em localização intermediária entre as zo-nas onde predominam os processos gravita-cionais e aquelas onde ocorre deposição por suspensão, há em vários pontos da bacia ocor-rência de feições características de processos sedimentares fluviais trativos. Nestas áreas poderia ter ocorrido a maior concentração de canais e rios efêmeros, com deposição de areias finas e das areias arcosianas.

Por outro lado, é frequente a ocorrência de associações sedimentares com depósitos de material grosso, devido a processos de fluxo gravitacional (debris-flow), intermeados por processos fluviais. É possível que os mesmos tenham sido depositados em corpos de geome-tria lobular, a partir da área fonte, podendo ter sofrido uma estratificação em função dos pró-prios processos gravitacionais, os quais podem ter sido reorganizados (ou retrabalhados) por meio de rios cascalhosos entrelaçados (associa-ção de fácies A, segundo Lima, 2010).

Isso ocorre quase que exclusivamente na periferia da bacia, principalmente na sua borda leste-nordeste, vizinha aos maciços da Serra do Mar, em diversos níveis estrati-

gráficos, denunciando a existência de leques colúvio-aluvionais de sedimentos detríticos, com ativações intermitentes que, por sua vez, estariam afogando leques mais antigos.

Segundo Lima (2010), o ambiente fluvial que teria alimentado as lagoas relativamente efêmeras que constituíram a Formação Gua-birotuba, evidencia pelo menos seis diferentes associações de fácies: Associação A, com rios cascalhosos, entrelaçados e sinuosos, localiza-da na borda leste e sudeste da Bacia de Curitiba; Associação B, rios sinuosos com barras alterna-das, localizada entre a borda e o depocentro da bacia; Associação C, com rios duradouros en-trelaçados e rasos, igualmente entre as bordas leste e oeste e o depocentro; Associação D, rios dominados por inundações laminares arenosas já na porção central da bacia; Associação E, com rios cascalhosos, dominados por correntes da tração e Associação F, com rios cascalho--arenosos meandrantes, sendo as duas últimas associações localizadas entre a borda oeste e noroeste e o depocentro da bacia.

Os sedimentos rudáceos, ou seja, os mais grossos caracterizam as áreas fontes, margi-nais à calha da Bacia. Estão pouco consoli-dados e geralmente possuem matriz síltico--argilosa, que sustenta seixos e grânulos quartzo-feldspáticos e/ou quartzíticos e xisto-sos. A distribuição dos sedimentos corrobora a interpretação de que uma das principais áreas fontes é a província granítica Serra da Gracio-sa, pertencente ao conjunto da serra do Mar (Machado, 2009).

f. Problema da idade da Formação Guabiro-tuba - Almeida (1952) posicionou as “cama-das de Curitiba” no Plioceno em função da correlação com as “camadas de São Paulo”, corroborando as ideias de Carvalho (1934), Oliveira e Leonardos (1943) e Maack (1947). Bigarella e Salamuni (1962) e Azevedo (1981) atribuem a idade plio-pleistocênica para os depósitos da Bacia de Curitiba como sendo a mais provável em função da sua dis-posição em relação à superfície de erosão de idade inferida, mas não descartaram a pos-sibilidade de ampliação destas idades até o Terciário Médio. Becker (1982), por sua vez, posiciona a sedimentação e o retrabalhamen-to dos sedimentos da bacia entre o Plioceno Inferior (Formação Guabirotuba) e o Pleisto-ceno Inferior (Formação Tinguis).

Com base em uma ocorrência fossilífera de palinomorfos, na porção centro-leste da

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bacia, em meio às argilas cinza-esverdeados típicas, Salamuni et al. (1999) sugerem que a deposição da Formação Guabirotuba tenha iniciado no mínimo entre o Paleomioceno e o Mesomioceno, podendo inclusive ser oligo-cênica. Sua finalização pode ter ocorrido já no Mesopleistoceno.

g. Solos residuais e transportadosEsta unidade tem maior expressão na parte centro - leste da área. Constitui uma asso-ciação de materiais residuais e transportados (colúvio), com predominância do primeiro tipo. Os solos residuais (Figura 12) são ma-duros, textura argilosa, com predomínio do horizonte B, coloração avermelhada a violá-cea e espessuras que variam de 0,5 a 3 me-tros, conforme a posição na vertente, sendo tanto mais espessos quanto mais próximos do sopé da mesma. Apresentam grãos de quart-zo e de feldspatos alterados, de coloração es-branquiçada. O argilo-mineral predominante é a caulinita e é comum a presença de níveis centimétricos de laterita. A permeabilidade desses solos é baixa e apresentam resistência média à penetração.

Os solos transportados (colúvios) apre-sentam cores escuras devido à matéria or-gânica incorporada e espessuras inferiores a 1,5 metros (figura 12). São solos argilo - arenosos, porosos e de baixa resistência à penetração. São facilmente identificados no campo pela existência de um nível de seixos de quartzo entre a camada de solo transpor-tado o solo residual subjacente (stone line).

Segundo Salazar Jr. et. al. (1999), o solo residual possui capacidade de troca de cátions variando de 6 a 23 cmol/kg para a argila e 3 a 12 cmol/kg para o solo, conforme ensaios de adsorção do azul de metileno. Apresenta peso específico dos sólidos de 2,70 a 2,89 g/cm3, limite de liquidez (LL) de 50 a 70% e limite de plasticidade (LP) de 32 a 46%.

Já o solo transportado tem capacidade de troca de cátions menor que 10 cmol/kg para a argila e 5,5 cmol/kg para o solo, conforme ensaios de adsorção do azul de metileno e permeabilidade baixa. Apresenta peso espe-cífico dos sólidos de 2,70 a 2,89 g/cm3, limite de liquidez (LL) entre 50 a 70% e limite de plasticidade (LP) variando de 32 a 46%.

2.4 FormaçãoTinguis

Becker (1982) propôs a existência da Forma-ção Tinguis, porém, até o momento não foi delimitada formalmente, ocorrendo na forma de depósitos inconsolidados e esparsos, de-positados sobre a Formação Guabirotuba.

A Formação Tinguis é composta por de-pósitos síltico-arenosos imaturos, com matriz silto-argilosa em meio a clastos não trabalha-dos, bastante angulosos e pouco heterogê-neos. Também há depósitos argilo-arenosos e lamíticos imaturos. A espessura média é de 5 m, e em geral não ultrapassa os 10 m. Seu contato com a Formação Guabirotuba é erosivo, sendo fácil a diferenciação entre am-bas. Exceção se faz em alguns locais, parti-cularmente nos contatos com as porções mais grossas da Formação Guabirotuba.

A Formação Tinguis foi depositada em pe-quenos vales ou depressões rasas, como resul-tado do retrabalhamento da Formação Guabi-rotuba, ou seja, sua alteração, desagregação e posterior transporte, que por ser curto não pos-sibilitou boa seleção dos sedimentos. Isso difi-culta a existência de estratificações bem defini-das, a não ser por incipiente granodecrescência da base para o topo.

2.5 DepósitosAluvionaresAtuais

Os maiores depósitos de sedimentos aluviona-res recentes ocorrem ao longo dos rios Iguaçu, Iraí, Palmital, Atuba, Miringuava, Passaúna, Itaqui e Verde e caracterizam-se por serem muito planos, com declividades entre 0 e 5%. As maiores espessuras giram em torno de 4 metros, caracterizando-se por sedimentos are-no-siltico-argilosos inconsolidados e moles.

Figura 7. Clássicas argilas inconsolidadas (mencionadas comumente como argilitos) da Formação Guabirotuba. São depósitos maciços, pouco estruturados e esverdea-dos até avermelhados.

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Figura 8. Camadas de argilas compactas esbranquiçadas, com espessuras centimétricas a deciméticas intercaladas com camadas de caliches e areias carbonáticas de espes-suras centimétricas. Afloramento na Av. Juscelino Ku-bitschek de Oliveira (Bairro CIC – Curitiba).

Figura 9. Banco areno-siltoso caracterizando um paleo--canal fluvial em meio aos depósitos argilosos típicos da Formação Guabirotuba.

Figura 10. Depósitos rudáceos (conglomeráticos) com seixos e grânulos, típicos de borda de bacia sedimentar. Afloramento na Av. Juscelino Kubitschek de Oliveira (Bairro CIC – Curitiba).

Figura 11. Em primeiro plano, depósitos rudáceos com seixos e calhaus, também de borda de bacia sedimentar e ao fundo depósitos arfilosos da Formação Guabirotuba. Afloramento em corte na Cidade Industrial de Curitiba. (Fonte: Liccardo et al. 2008).

Figura 12. Solo residual sobre sedimentos argilosos da Formação Guabirotuba.

Figura 13. Solo poroso, orgânico, de cor escura sobre camada de argila e siltito cinza.

Figura 14. Aspectos da sequência granito-gnáissica do Complexo Atuba.

Figura 15. Aspecto gnáissico de granito do Complexo Granito-Gnáissico.

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Figura 16. Linha de seixos separando o solo residual, embaixo do solo transportado (colúvio). A linha de sei-xos é constituída por fragmentos de quartzo angulosos, de vários tamanhos.

Figura 17. Linha de seixos separando solo residual de solo coluvionar no domínio do Complexo Atuba. Ob-servar o aspecto diferente dos dois tipos de solos, mais argiloso em baixo e mais arenoso em cima da linha.

Figura 18. Solo residual de gnaisse granítico, de cor cla-ra, com fragmentos de quartzo.

Figura 19. Blocos de Granito-Gnaisse preservados den-tro do saprólito oriundo da mesma rocha.

É comum a presença de camadas de areia grossa e de conglomerados intercalados, es-tes últimos com seixos subarredondados e subangulosos de quartzo. No vale do alto rio Iguaçu, os depósitos aluvionares possuem cerca de 2 km de largura, com frequentes me-andros abandonados, onde se deu intensa ex-ploração de areia para construção civil, desde as primeiras décadas do século 20.

Os depósitos aluvionares podem estar recobertos por solos hidromórficos, periodi-camente renovados, de cores escuras, ricos em matéria orgânica e geralmente bastante férteis. São de textura argilosa, bastante po-rosos, com 1 a 2 metros de espessura e muito baixa resistência à penetração. Em Curitiba esses solos, que de fato são turfas, eram uti-lizados como combustível para iluminação e fornos simples.

Os terraços aluvionares apresentam de-pósitos similares aos aluviões recentes, po-rém situam-se alguns metros acima do nível da atual planície de inundação conferindo--lhes um caráter mais antigo. Ocorrem pre-ferencialmente ao longo dos rios Iraí, Palmi-tal, Belém, Maurício, Miringuava e Iguaçu, com extensos afloramentos de sedimentos síltico-argilosos inconsolidados, alternados com camadas centimétricas a decimétricas de bolsões arenosos, frequentemente em for-ma de lentes, com pouca continuidade lateral (Figura 13). Camadas de argila cinza escuro ou cinza claro são comuns e, como principal característica, apresentam elevada plastici-dade e porosidade. Há transição gradual de bolsões arenosos a sílticos, e desses a argilo-sos. Ocorrem, no entanto, passagens abruptas indicativas de bruscas mudanças no regime fluvial que originou aos depósitos. São fre-quentes também, nesses depósitos, camadas de seixos conglomeráticos, de espessuras não superiores a 0,5 metros, com abundantes sei-xos de quartzo.

Como no caso anterior, esses depósitos são recobertos por solos hidromórficos, de cores escuras, ricos em matéria orgânica, tex-tura argilosa, porosos, e espessuras entre 1 e 2 metros. Igualmente apresentam resistência à penetração mecânica muito baixa.

Sobre os depósitos aluvionares recentes, bem como sobre os terraços e as áreas ala-gadiças, ocorrem solos hidromórficos, em geral associados aos fundos de vales, onde o nível freático está a profundidades inferiores a 2 m. Trata-se de solos mal ou muito mal drenados, com abundante matéria orgânica,

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que lhe empresta a cor escura característica, sendo por vezes turfosos. A textura é argilo-sa, são porosos, muito moles, de baixa per-meabilidade e de elevada plasticidade. O argilo-mineral predominante é a caulinita e, em proporções menores, a montmorilonita e a ilita. A espessura varia de 1 a 2 m, com resistência à penetração extremamente baixa.

Sob a camada de solo orgânico escuro há, com frequência, uma camada de argila cinza, plástica, mole a muito mole, porosa e de bai-xa permeabilidade, com espessura da ordem de 1 m, interdigitada ou assentada sobre cor-pos lenticulares de areia grossa, compacta, de cor cinza claro, com permeabilidade média a elevada e espessura da ordem de 1 m (Figura 13). A espessura média dessa unidade, como um todo, é de cerca 5 m.

2.6 História Geológica do sítio urbano de Curitiba

O Complexo Atuba, que caracteriza o subs-trato rochoso da região de Curitiba, possui uma intrincada e antiga história geológica, que remonta a mais de 1,5 bilhão de anos. Trata-se de uma sucessão de eventos que tranformaram a rocha original em maciços de com alto grau de cristalinidade.

Tais maciços foram posteriormente reco-bertos por sedimentos da Bacia do Paraná, ainda quando havia um continente único, o Pangea. Na separação entre as Placas Tectôni-cas Sulamericana e Africana iniciou um lento proceso de dissecação do terreno que resultou um amplo planalto. Esses procesos ocorreram entre cerca de 300 e 60 milhões de anos, e se caracterizaram pela ocorrência de grandes fraturamentos da crosta e consequente insta-lação de um enxame de diques de dibásio (há cerca de 140 milhões de anos) que, grosso modo, demarca a bissetriz de um arco suave da crosta denomiando de Arco de Ponta Gros-sa, bem como por procesos de erosão tanto em clima árido quanto tropical úmido. Entre 60 e 50 milhões de anos a região, como um todo, passou por um período de pouca ou nenhuma atividade tectónica e, assim, uma extensa su-perficie plana é desenvolvida. Denominada de Superfície Sulamericana, trata-se de extenso peneplano que só começa a ser descaracteri-zado como tal com a retomada de procesos tectônicos, mesmo que de pouca intensidade, concomitantes a consequentes procesos natu-rais de erosão e de sedimentação.

Do início do Terciário até o Terciário supe-rior (entre 60 e 15 milhões de anos), as pesqui-sas têm indicado a ação de processos recentes de movimentação, ou de neotectônica. Isto reforça a necessidade de cuidados em relação à presença de linhas estruturais onde normal-mente se encaixam os rios, perenes ou não, por se tratarem de linhas de instabilidade tectônica.

3 GEOLOGIA DO ENTORNO DO MU-NICÍPIO DE CURITIBA

3.1 Sequênciagranítica-gnaissica

A sequência granito-gnáissica ocorre em manchas esparsas pela área, a maior das quais é o Granito Guajuvira, situado a nor-te do rio Iguaçu, entre os rios Passaúna e Verde. Outras manchas menores dessa se-quência aparecem na parte leste da área, em plena Serra do Mar. Compõem-se por rochas gnáissico-graníticas, sendo comum a presen-ça de augen-gnaisses, com cristais de felds-pato potássico de até 5 cm de comprimento. Também ocorrem rochas ortoderivadas, ou granodioritos e granitos de coloração cinza clara, homogêneos e de granulação média a grossa (Figura 14), em geral não deformados, intrusivos nas rochas da sequência gnáissico--migmatítica.

Os gnaisses dessa unidade são deriva-dos dos granitos e granodioritos pela maior intensidade de deformação a que foram sub-metidos, adquirindo um aspecto xistoso ou gnáissico, devido a processos de estiramento com orientação de minerais em condições de deformação dúctil (Figura 15). Essas rochas são cortadas por veios de quartzo leitoso, tar-di ou pós-tectônicos.

A exemplo do Complexo Atuba, a se-quência granítico-gnaíssico é constituída predominantemente por solos residuais e, secundariamente, por colúvios situados na meia encosta. Ambos os solos são separados por uma linha de seixos de quartzo subangu-losos, com espessuras centimétricas.

O solo transportado ou coluvionar é sílti-co–arenoso, de cor castanho-clara a amarela, com espessuras geralmente inferiores a 2 m. Seu limite basal é marcado pela presença de uma linha de seixos de quartzo subangulosos, de espessura centimétrica e traçado irregular, que reflete a paleotopografia vigente na épo-ca (figuras 16 e 17). A resistência à penetra-

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ção desse solo é baixa e o peso específico é em torno de 2,82 g/cm3. A permeabilidade é média, da ordem de 10-4 cm/s.

O horizonte B desse solo apresenta espes-suras inferiores a 5 m, é de textura siltosa, com predomínio da caulinita e gibsita entre os argilo-minerais. A permeabilidade é alta, da ordem de 10-2 e 10-3 cm/s e a resistência à penetração é baixa e o peso específico é de 2,75g/cm3 em média. Os limites de liquidez (LL) e de plasticidade (LP) situam-se entre 41,5 e 46,5% e entre 33,1 e 34,7%, respec-tivamente.

O saprólito apresenta cor rósea a casta-nho-amarelada, textura siltosa, com estru-turas da rocha gnáissica original ainda bem preservadas e grãos de feldspatos cauliniza-dos, e blocos de rocha (Figuras 18 e 19). A espessura é variável, desde menos de um até mais de uma dezena de metros. A permeabi-lidade varia de média a alta (10-3 a 10-4 cm/s). O peso específico é em média de 2,75 g/cm3 enquanto os limites de liquidez (LL) e de plasticidade variam de 35,5 a 39,7%.

3.2 FormaçãoCapiru(GrupoAçungui)

A Formação Capiru ocorre na porção norte e noroeste da área, estendendo-se desde Co-lombo até as cabeceiras do rio Itaqui. Soares (1987) dividiu a formação em três associa-ções litológicas, ocorrendo da base para o topo as associações metarenito-pelítica, me-tapelito-dolomítica e metapelítica, metamor-fizadas em fácies xisto-verde (zona da clorita e/ou biotita) e Fiori (1991) completou essa subdivisão, utilizando o conceito litoestrati-gráficos de sequências, nas sequências Juru-qui, Rio Branco, Morro Grande e Bocaina.

Os conjuntos litotípicos encontram-se bastante deformados como resultado de pelo menos três eventos deformativos superpostos (Fiori 1991). O primeiro está relacionado à tectônica de cavalgamento, o segundo a um generalizado dobramento e o terceiro à tectô-nica transcorrente. Fiori et al. (1985), basea-do nas características estruturais da unidade, sugeriu uma estruturação em duplex para a mesma, com cisalhamento de baixo ângulo.

É constituída por filitos, metacalcários e quartzitos intercalados, derivados de um me-tamorfismo regional relacionado ao primeiro evento de deformação e que atingiu o fácies xisto-verde, zona da clorita. A deformação, entretanto, não é homogênea em toda a área

e em camadas menos deformadas podem ser observadas em estruturas sedimentares pre-servadas, como estratificação cruzada, mar-cas de ondas e acamamento gradacional.

Os metacalcários formam espessos paco-tes lenticulares, de estrutura maciça (Figura 20) e mais raramente acamadados. São relati-vamente comuns estruturas estromatolíticas, originadas por algas do gênero Collenia (Bi-garella e Salamuni, 1959; Fairchild, 1982). Essas rochas ocorrem sob a forma de metado-lomitos e, secundariamente, como lentes de metacalcário calcítico, de cores cinza clara, mas níveis mais escuros são frequentes. De um modo geral apresentam-se bastante fra-turadas e com formas de dissolução ao longo de fraturas, quando podem se formar caver-nas ou abertura de planos. No topo dessas camadas, formas cársticas são desenvolvidas e preenchidas por solo residual vermelho. Dependendo do grau de fraturamento, po-dem ser excelentes aquíferos, especialmente em locais onde há dolinas e outras áreas que sofreram dissolução.

Instabilidades geotécnicas na Formação Capiru são bastante comuns e na grande maioria das vezes são o resultado de caracte-rística inerente à própria rocha calcária. Não obstante, obras humanas mal conduzidas podem acelerar os fatores de instabilização originando depressões circulares ou semicir-culares, a partir de colapsos localizados.

Por outro lado, as cavidades geradas pela dissolução das rochas carbonáticas possibilita que a agua subterránea circule com facilida-de naquele local e permaneça armazenada em volumes suficientes para caracterizar a região como excelente aquífero, regionalemnte de-nominado de Aquífero Karst. Os poços tubu-lares na região, em geral são rasos, entre 60 e 100 m mas, apesar de possuem grande produ-tividade, é necessário um controle rigoroso da extração da água devido a riscos iminentes de acidentes geotécnicos, especialmente colap-sos, como tem se verificado na área.

Outro importante conjunto de rocha na região são os filitos, que se distribuem em pacotes espessos, e como característica prin-cipal, exibem uma marcante foliação ardo-siana disposta paralelamente ao acamamen-to sedimentar e desenvolvida em posição plano-axial de dobras associadas ao primeiro evento de deformação. Salamuni et al. (1991) descreveu os filitos como sendo geralmente alterados, com predomínio de cores amare-

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ladas e acinzentadas, compostas essencial-mente por grãos de quartzo de granulometria média a fina, geralmente recristalizados. Há rochas com tons cinza-claro e cinza escuro, frequentemente rítmicos, alternando bandas de espessuras submilimétricas a milimétri-cas. Podem ocorrer frações sílticas e are-nosas, nas quais é possível a observação de gradação granulométrica. Estruturalmente apresentam uma foliação normalmente tabu-lar ou levemente anastomosada. O quartzo demarca uma lineação de estiramento hori-zontal. Nos locais mais próximos ao traçado principal da Falha da Lancinha, a foliação se encontra bastante lenticularizada, podendo estar localmente crenulada nas porções mais pelíticas da rocha.

Apresentam-se, na maioria das vezes, semi-alterados e quando o teor em grafita é mais elevado adquirem cores avermelhadas, cinza-claras, cinza-escuras ou pretos. Granu-lometricamente correspondem a areia muito fina, silte e, mais raramente, a argila. Dentre as estruturas sedimentares mais comumente encontradas destacam-se a estratificação pla-no-paralela e a estratificação cruzada de pe-queno porte. A estratificação plano-paralela é evidenciada pela presença de níveis ou ban-cos de colorações, composições e espessuras diferentes, podendo ser ou não gradacional, enquanto a estratificação cruzada é melhor observada em níveis mais arenosos, sendo geralmente de pequeno porte, e com sua ori-gem ligada a algumas formas de marcas de onduladas.

Já os quartzitos ocorrem como intercala-ções métricas a até cerca de uma centena de metros, tanto nos filitos como nos metacal-cários. São comuns gradações dessas rochas para filitos e, por serem mais resistentes, for-mam cristas alongadas no relevo. A estrati-ficação plano-paralela é a estrutura primária mais comum nessas rochas, não sendo rara a presença de níveis granodecrescentes e estra-tificações cruzadas de médio porte. Quando muito alterados, dão origem a solos arenosos ou argilo-arenosos. Exibem colorações em tons esbranquiçadas e sua granulação é fina à média. Ocorrem também veios de quartzo leitoso, com espessuras centimétricas dispos-tos subparalelamente à foliação principal.

Os solos residuais e coluvionares sobre a Formação Capiru englobam os solos sobre metacalcários, metapelitos e quartzitos, sen-do descritos a seguir.

a. Solos residuais e colúvios sobre os meta-calcários são de cores com tons avermelha-dos, mas cores amareladas e castanhas tam-bém estão presentes. Localmente aparecem linhas de seixos (stone lines), compostas por fragmentos angulosos de quartzo e de meta-pelitos, indicando a recorrência da formação de depósitos coluvionares, formados ou nos sopés de morros ou associados a formas cárs-ticas. Não é rara, porém, a transição direta com o metacalcário. Nas pedreiras podem ser observadas reentrâncias irregulares na forma de “V”, no topo rochoso, resultado da dissolução cárstica, com o solo residual pre-enchendo as cavidades. Como consequência, o solo residual apresenta grande variação de espessura, como mostra a Figura 21.

Esses solos possuem textura argilosa a muito argilosa, variando para siltosa, com a caulinita predominando entre os argilo-mi-nerais. Apresenta alta porosidade (50,5%), permeabilidade média a baixa (10-3 cm/s) e resistência à penetração (SPT) variável de baixa a média. Os limites de liquidez e de plasticidade mostram valores de 55 e 37%, respectivamente. O peso específico dos grãos situa-se em torno de 2,85 g/cm3 e a erodibili-dade do material é baixa a alta.

b. Solos residuais e colúvios sobre metape-litos: incluem os solos residuais de filitos, meta-argilitos, metassiltitos, metarritmitos e xistos, com pequenas inclusões de solos transportados (colúvios).

O solo residual é de cor castanha-clara a amarelada, com espessura inferior a 1 m. Apresenta textura argilo-siltosa, porosidade alta e permeabilidade baixa (10-6 cm/s). Nes-se tipo de solo, predomina a caulinita entre os argilo-minerais. O peso especifico dos grãos varia de 2,74 a 2,97 g/cm³, o limite de liqui-dez é de 58%, enquanto o limite de plastici-dade é de 39,7%.

Já o solo transportado (colúvio) é de cor marrom escura, poroso, síltico-argiloso, de pequena profundidade, geralmente com es-pessura inferior à 1m. Apresenta baixa re-sistência a penetração, peso específico entre 2,69 e 2,85 g/cm³. O limite de liquidez varia de 51,5 a 62%, enquanto o limite de plastici-dade varia de 35,2 a 37,4%.

O saprólito é de coloração vermelha a amarelada, apresentando forte bandeamento, com inclinações variando de 30 a 90 graus e

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espessura variável de 3 metros a mais de 10 m. A textura é siltosa a argilosa, com a cau-linita predominando entre os argilo-minerais. A porosidade é alta (44,8%) e a permeabili-dade é baixa (10-4 cm/s). O limite de liquidez é da ordem de 31,7%, enquanto o de plasti-cidade é de 24,4%. O peso específico seco situa-se em torno de 1,6 g/cm³ e a erodibili-dade do material em talude é baixa.

c. Solos residuais sobre quartzitos: apre-sentam solos pouco desenvolvidos, predo-minando rocha alterada em relação ao solo propriamente dito. Aparecem nas encostas de cristas onde são comuns blocos e lajes de quartzitos. Trata-se de solos do tipo areias quartzosas, de cores esbranquiçadas a amare-ladas, granulometria fina à média, geralmen-te soltos e espessuras inferiores a 0,5 m.

3.3 FormaçãoCamarinha

A Formação Camarinha ocorre na parte oeste da área mapeada, restrita a uma pequena faixa de ocorrência, situada no sopé da Serra do Pu-runã, em contato direto com a Formação Fur-nas que lhe é sobrejacente (Figura 22).

Caracteriza-se pela ocorrência de sedi-mentos de grau metamórfico muito baixo ou anquimetamórficos, relacionados a bacias tec-tônicas Eopaleozóicas, formadas no Cambria-no, ao final do ciclo Brasiliano. É constituída por pacotes de siltitos e metaconglomerados, de espessuras diversas.

Os conglomerados da Formação Cama-rinha apresentam coloração vermelho-cas-tanha, com clastos centimétricos e grânulos, por vezes arredondados e / ou subangulosos, indicando maior ou menor grau de retraba-lhamento, imersos em matriz variando de argilosa a arenosa. Os clastos e grânulos são de composições as mais variadas, incluindo argilitos, siltitos, arenitos, quartzo, filitos, quartzitos e granitos, principalmente, oriun-dos de litotipos do Grupo Açungui e dos complexos Atuba e Granito-Gnáissico. Os conglomerados apresentam-se bem litifica-dos onde, provavelmente, a sílica é o cimento predominante. Lentes arcosianas intercala-das são feições comuns nesses litotipos.

Já os siltitos dessa formação são de colo-ração predominantemente castanho-averme-lhada, variando para arroxeada quando bem intemperizados, exibindo estratificação planar. Apresentam geralmente estrutura maciça, sen-do comum a presença de microestratificações

cruzadas e planares. Marcas de onda e estrutu-ras do tipo ball–and–pillow também se fazem presentes. Intercalados nos siltitos aparecem níveis de argilitos, em estratos centimétricos a decimétricos. Camadas de arenitos não são frequentes, mas aparecem também em estra-tos intercalados nos siltitos. Sua granulometria varia de fina a grosseira, mal selecionados, ar-cosianos e muitas vezes com estratificação gra-dacional e cruzada, de dimensões decimétricas.

Os solos associados a essa formação são rasos e pouco desenvolvidos, predominan-do o regolito sobre o solo propriamente dito. São abundantes blocos ou matacões de silti-tos e conglomerados e, da mesma forma que nos demais casos, ocorrem zonas de solos transportados (colúvio) associadas a encostas de vertentes, porém de espessuras reduzidas. Os solos dessa unidade sobre siltitos indicam textura argilosa, peso específico dos sólidos de 2,84 a 2,96 g/cm3, limites de liquidez de 45% e de plasticidade de 30%, permeabilidade média a baixa (10-5 cm/s) e comportamento erodível.

3.4 Intrusivasbásicas

Os diques de diabásio são de idade Juro-cretá-ceos e ocorrem segundo a direção geral N50--70W, com espessuras aproximadas entre 10 e 40 metros. Ocorrem esparsos por toda a área mapeada, porém em maiores concentrações podem ser vistos na parte norte, especialmen-te nos municípios de Colombo e Almirante Tamandaré, e na parte sul, no município de Araucária. As rochas são de coloração escura, granulometria fina, maciças, muito resistentes, e quando alteradas, dão origem a um latossolo vermelho característico. Como diagnóstico da presença dessas rochas, é comum a presença de blocos arredondados, com foliação esferoi-dal, de cores amareladas, preservados no meio do solo residual de cor vermelha.

Os diques são facilmente distinguíveis nas fotos aéreas quando apresentam resis-tência ao intemperismo maior que as rochas encaixantes, formando cristas. Quando sua resistência é menor do que as encaixantes, formam vales e são mais difíceis de serem identificados nas fotos aéreas.

Esses solos ocorrem ao longo de cristas e de vertentes associadas, geralmente íngre-mes e convexas, bem visíveis em fotogra-fias aéreas, mantidas por diques de diabásio. Distribuem-se por faixas de alguns quilôme-tros de comprimento por algumas centenas

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de metros de largura. São comuns as franjas de colúvios nos sopés de vertentes, que che-gam a atingir larguras da ordem de dezenas de metros, englobando fragmentos e blocos arredondados de rocha básica alterada, geral-mente de cores amareladas, mostrando uma típica esfoliação esferoidal (Figura 23).

Tratam-se de solos maduros, de cor cas-tanha clara a avermelhada, com espessuras da ordem de 1 ou 2 m. Apresentam elevada susceptibilidade magnética devido à presen-ça da magnetita, que frequentemente se con-centra numa espécie de areia preta, junto com a areia normal de sílica, em trechos de es-coamento de águas de chuva. Possuem peso específico variando de 2,8 a 3,1 g/m3, porosi-dade alta, permeabilidade baixa (10-6 cm/s) e com limites de liquidez (LL) e de plasticida-de (LP) de 65 e 46%, respectivamente.

O saprólito é de cor avermelhada pardacen-ta ou variegada, com textura silto-argilosa, e es-pessura às vezes superior a 5 m, com frequen-te presença de blocos arredondados de vários tamanhos. O argilo-mineral predominante é a caulinita, a porosidade é alta (65,6%) e a per-meabilidade é baixa (10-4 cm/s). A resistência à penetração (SPT) desse material saprolítico é média a alta, com peso específico variando de 2,8 a 3 g/m3 e limites de liquidez (LL) e de plas-ticidade (LP) de 50 e 43%, respectivamente. Sua erodibilidade em talude é de média a baixa.

Figura 20. Metacalcários estratificados da Formação Capiru.

Figura 21. Solo residual de diabásio, blocos arredonda-dos de diabásio com esfoliação esferoidal.

Figura 22. Solo residual, derivado da alteração de meta-calcário da Formação Capiru, associado a formas cárs-ticas.

Figura 23. Contato entre as Formações Furnas (sobre-jacente) e Camarinha (subjacente), em afloramento na serrinha de São Luís do Purunã (Campo Largo).

4 GRANDES TRAÇOS ESTRUTURAIS

As estruturas geológicas podem ser primá-rias, quando se originam ao mesmo tempo que as rochas ígneas e/ou sedimentares, ou secundárias quando estão ligadas à deforma-ção das rochas em geral.

Na Bacia de Curitiba há dois conjuntos de estruturas secundárias importantes. O pri-meiro conjunto é representado por foliações e bandamento gnáissico nas rochas do Com-plexo Atuba, que são estruturas geradas no Paleo e Mesoproterozóico, ou seja, entre 1,8 e 1,6 bilhão de anos atrás, sob regime me-tamórfico de alta temperatura, média pres-são e deformação dúctil. Do ponto de vista prático a estruturação foliar e/ou bandada da rocha torna-a mais suscetível aos processos intempéricos, facilitando sua desagregação química e física, principalmente na presença da água. O posicionamento dessas estruturas apresenta uma tendência geral para a direção

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nordeste-sudoeste, no entanto ocorrendo em outras direções de maneira menos frequente.

O segundo conjunto de estruturas secundá-rias é composto essencialmente por planos de fraturas (juntas e/ou falhas), que criam descon-tinuidades tanto nos sedimentos da Formação Guabirotuba quanto no maciço rochoso do Complexo Atuba, sendo mais notável no últi-mo (Salamuni et al., 2004).

Os traços de fraturas – lineamentos - apresentam-se em direções variadas (Figura 1), mas as maiores tendências encontradas estão nas direções nordeste-sudoeste, no-roeste-sudeste e norte-sul, cujos valores de mergulho são bastante variáveis, mas com importantes sistemas de falhas na posição vertical que, nesse caso, caracterizam falhas transcorrentes. Tais descontinuidades são de extensões ou escalas variadas, desde local até regional e podem caracterizar zonas de inten-sa cataclase (quebramento) até a formação de brechas.

Invariavelmente as fraturas criam planos de instabilidade por onde, facilmente, per-cola água e outros efluentes potencialmente perigosos (principalmente os de postos de combustíveis) para o maio ambiente, a tal ponto de, na presença de clima úmido como no presente caso, se instalarem rios de grande a médio porte.

5 CONSIDERAÇÕES FINAIS

A breve síntese, aqui apresentada, sobre as unidades geológicas que constituem o subs-trato do município de Curitiba e seu entorno pode ser complementada com a leitura de trabalhos (artigos científicos, teses e disserta-ções) que têm sido produzidos intensamente a partir do início da década de 60.

Todavia, é possível se ter uma visão pre-cisa a respeito da geologia local e sua estru-tura geológica e, inclusive, de sua geomor-fologia.

O aspecto físico que intrinsecamente está ligado ao processo geológico (latu-sensu) sem dúvida determina aspectos da ocupação e uso do solo. Quando isso é desconsiderado instala-se um princípio de ocupação caótica, como, por exemplo, a ocupação em fundos de vale mais relevantes do ponto de vista ge-omorfológico.

O conhecimento da geologia, no caso de Curitiba, pode orientar novas demandas do

uso do solo e do subsolo, como é o caso do planejamento de obras de porte, o que feliz-mente oblitera a falsa sensação de que a ci-dade já se desenvolveu na plenitude do seu recorte espacial.

Curitiba possui uma geomorfologia re-lativamente simples se comparada a cidades como Belo Horizonte, Rio de Janeiro e mes-mo São Paulo. Mormente a expansão urbana para a periferia externa ao município, como se constata hoje, terá influências ambientais, inclusive radicais no cotidiano da cidade, principalmente no que diz respeito aos re-cursos naturais, como a água – superficial e subterrânea – e a oferta de agregados para a construção civil.

Assim sendo, quando se busca precisão para oferecer mapeamento geológico de su-perfície e subsuperfície para o planejamento urbano, objetiva-se que a engenharia e a ge-otecnia tome em consideração peculiaridades geológicas importantes, tais como o perfil das diversas “camadas” geológicas e suas impor-tantes heterogeneidades locais. Em vista disso é que se requer como documento preliminar de qualquer obra a sondagem subsuperficial do terreno e em Curitiba tais investigações (vide Talamini Neto, 2001; Kormann, 2002) apontaram irregularidades fundamentais nas camadas sedimentares, constituídas de uma profusão de diferentes litotipos e estruturas geológicas – primárias e secundárias (Salamu-ni e Bigarella, 1962; Salamuni et al., 1999; Sa-lamuni et al., 2003; Lima, 2010), que podem baratear, encarecer e até inviabilizar projetos de médio e grande porte.

O exemplo mais presente de tais assertivas é o projeto do metrô, que a princípio requer solução híbrida entre os sistemas de transporte aéreo, o sistema cut and cover e o sistema de túneis. A solução não é uma escolha singular da engenharia, mas uma dependência da tipologia do solo e subsolo da cidade de Curitiba, que obviamente é dependente das características geológicas locais.

Dessa forma, pensar que as camadas su-perficiais do terreno, em quase toda a exten-são areal do município são constituídas por sedimentos inconsolidados da Formação Guabirotuba e que, em adição ao problema das instabilidades laterais nas aberturas de trincheiras, há ainda a se considerar a gran-de heterogeneidade litológica com um fator complicador adicional nas obras de engenha-ria neste comportamento.

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