Origem e Evolução da Serra do Mar e Mantiqueira, Provas de Geologia

Baixe Origem e Evolução da Serra do Mar e Mantiqueira e outras Provas em PDF para Geologia, somente na Docsity! Revista Brasileira de Geociências 28(2):135-150, junho de 1998 ORIGEM E EVOLUÇÃO DA SERRA DO MAR FERNANDO FLÁVIO MARQUES DE ALMEIDA* & CELSO DAL RÉ CARNEIRO** ABSTRACT ORIGIN AND EVOLUTION OF THE SERRA DO M AR The origin of the subparallel mountain systems which compose the coastal Serra do Mar and the inland Serra da Mantiqueira is related to the Upper Cretaceous. These features - distributed along a quite singular continental atlantic border - nave a complex evolution arising controversial questions. The answers to these problems are mainly dependentto the dating of the Japi erosional surface and other younger ones, a study still faced by the small amount of detailed-scale surveys. The scarp domains covered by dense vegetation often impose difficult trail access. Nevertheless, the present knowledge stage allows us to admit that during Tertiary the evolution of the local relief hás affected into a considerable extent the synchronic oceanic phase sediments of the Santos Basin. There is a lot of evidence and proofs that the Serra do Mar hás been developed from a very different geographical position as compared to the existing one. The hypothesis supported by the present authors is a long-term scarp retreat from southeast to northwest due to erosional processes approximately starting at the Santos fault line in the present continental platform. Keywords: RESUMO A origem dos sistemas montanhosos subparalelos que compõem as serras do Mar e da Mantiqueira remonta provavelmente ao Paleoceno. A evolução de tais feições ímpares da borda atlântica do continente tem despertado questões controvertidas, cuja resolução é sobretudo balizada pela idade das superfícies de erosão do Japi e outras mais novas, cujos indícios são encontrados no Planalto Atlântico. O estudo é dificultado pelo pequeno volume de levantamentos em escala de detalhe ao longo desses domínios escarpados, muitas vezes de difícil acesso e recobertos por densa vegetação. Entretanto, os conhecimentos atuais permitem admitir que, durante o Terciário, a evolução do relevo regional tenha afetado grande parte dos registros sincrônicos da Bacia de Santos, restando muitas evidências e provas de que as escarpas da Serra do Mar desenvolveram-se bem mais a leste que a posição geográfica atual. A mudança de posição, hipótese defendida neste trabalho, é principalmente devida ao recuo erosivo diferencial condicionado pelas estruturas e unidades litológicas pré-cambrianas. Palavras-chaves: INTRODUÇÃO O sistema de montanhas representado pelas serras do Mar e da Mantiqueira constitui a mais des- tacada feição orográfica da borda atlântica do continente sul-americano (Fig. 1). Aspectos geológicos relacionados à origem e evolução das serras ainda são pouco conhecidos, e se constituem em problemas complexos sobre os quais as opiniões de geólogos e geomorfólogos divergem. A Serra do Mar é um conjunto de escarpas festonadas com cerca de 1.000 km de extensão, em que termina o Planalto Atlântico no trecho voltado para a Bacia de Santos. Ela se estende do Rio de Janeiro ao norte de Santa Catarina, onde deixa de existir como unidade orográfica de borda escarpada de planalto, desfeita que se acha em cordões de serras paralelas e montanhas isoladas drenadas diretamente para o mar, sobre- tudo pela bacia do rio Itajaí. No Paraná configura uma cadeia de montanhas com cimos elevados até a 1.800 m de altitude. Em São Paulo, impõe-se como típica borda de planalto, frequentemente nivelada pelo topo em altitudes de 800 a 1.200 m. Na região centro-oriental do Rio de Janeiro apresenta-se como uma montanha constituída por bloco de falhas inclinado para nor-noroeste em direção ao rio Paraíba do Sul (Fig. 2), com vertentes abruptas voltadas para a Baixada Fluminense, a sul. A origem da Serra do Mar tem suscitado dúvidas. Sobre- tudo geógrafos, mas também muitos geólogos, atribuem-na a processos tectônicos de movimentação vertical realizados no Cenozóico (Almeida 1976, Asmus & Ferrari 1978), no sítio onde ela se localiza. Seria portanto, em seu conjunto, um grande fronte dissecado de falhas em que termina o Planalto Atlântico. Salienta-se o interesse prático do estudo da origem e evolução desse extenso e elevado desnível topográfico, quando se considera que desde há muito a engenharia e a técnica nacionais são desafiadas pela sua transposição. O presente texto assinala fatos importantes para a ocupação humana que decorrem da peculiar situação geológica e geográfica da serra. Diante dos múltiplos e diferentes efeitos da ação humana na serra, torna-se conveniente apontar aspec- tos relacionados à apropriação desse espaço pelo Homem, como subsídio a novas pesquisas sobre a dinâmica das en- costas, cujo entendimento é fundamental para a preservação de tais domínios. Os modernos conhecimentos sobre a estratigrafia da Bacia de Santos (Pereira et al 1986, Pereira & Feijó 1994), obtidos pela Petrobrás, indicam que um relevo destacado existiu no Cretáceo Superior não longe de sua borda, relevo cuja erosão forneceu grande quantidade de detritos grossos que se acumu- laram na plataforma externa e na borda proximal da bacia. Seria uma proto-Serra do Mar. Neste trabalho os autores procuram analisar a origem e evolução da Serra do Mar a partir de falha situada na atual plataforma continental, de onde recuou sobretudo por erosão até a posição geográfica que atualmente ocupa. ESTRUTURA GEOLÓGICA Geologia do Escudo Atlântico A direção geral da Serra do Mar acompanha a orientação ENE das estruturas do Escudo Atlântico (Fig. 3). Em mapas de escala maior, porém, a crista das escarpas é extremamente festonada (Ponçano et al. 1981), pois acom- panha estruturas menores e falhas, além de obedecer à deci- siva, embora heterogénea, influência de corpos rochosos re- sistentes à denudação. A complexa história registrada entre o Pré-cambriano e o Eopaleozóico, que deu origem a diversas associações migmatíticas e metamórficas, bem como a inúmeros complexos ígneos, explica a ampla variedade de tipos litológicos do embasamento exposto. Os estágios evolutivos do embasamento costeiro são ainda mal conhecidos. As idades mais antigas distribuem-se do Arqueano ao Proterozóico Inferior. Tais núcleos são englo- bados por rochas e estruturas representativas de três grandes * Professor Catedrático Aposentado (Mineralogia, Petrografia e Geologia) da Escola Politécnica, USP. Al. Franca 432, Ap. 9, CEP 01422-000, São Paulo SP * * Departamento de Geociências Aplicadas ao Ensino, Instituto de Geociências UNICAMP. Caixa Postal 6152, CEP 13083-970, Fax (019) 239 1562, Campinas SP. E-mail: cedrec@ige.unicamp.br Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 colagens proterozóicas vinculadas aos supercontinentes Atlântica (Paleoproterozóico), Rodínia (Mesoproterozóico- Neoproterozóico) e Gondwana Ocidental (final do Neopro- terozóico). As sucessivas colagens e interações de placas formaram faixas móveis acrescionárias, colisionais ou tran- spressionais, retomadas sucessivas vezes (Almeida et al. 1997). Após cada uma delas, sucederam-se processos de tafrogenia e dispersão de supercontinentes, acompanhados de magmatismo anorogênico e sedimentação intracratônica. As faixas móveis circundam núcleos menores, que foram reestru- turados e afetados pela orogenia transamazônica. Rochas ar- queanas - que abrangem desde gnaisses, migmatitos e granulitos, até rochas ultramáficas e metaultramáfícas - estão preservadas no bloco neoproterozóico Luís Alves (SC-PR), no extremo sul da Serra do Mar, estendendo-se até aproxi- madamente a Serra dos Itatins, no litoral sul de SP. As faixas Paraíba do Sul e Ribeira - compostas por asso- ciações complexas de gnaisses e xistos, com relíquias de rochas metasupracrustais - incluem na sua infra-estrutura os complexos Juiz de Fora, Cabo Frio e Embu, formados por rochas transamazônicas. Na parte marginal sul da faixa Apiaí (Fig. 4), o bloco situado entre as faixas brasilianas Ribeira e Dom Feliciano é formado por migmatitos, gnaisses, granulitos e xistos subordinados, afetados por retrabalhamento meso- zonal extensivo. Nela ocorre longo colar de granitos alcalinos Figura l - Posição geográfica das principais serras da região sudeste do Brasil Figure l - Geographic position of the main coastal mountain belts in the southeastern region of Brazil anorogênicos, neoproterozóicos a cambrianos que, por sua resistência à erosão, sustentam a borda da Serra do Mar na região do primeiro planalto paranaense. Na região focalizada afloram abundantes granitos neopro- terozóicos, sobretudo formados durante o processo de con- solidação do embasamento da Plataforma Sul-Americana (fi- nal do Proterozóico a Cambriano). Esses corpos, associados às derradeiras colisões de placas e soerguimento de cadeias montanhosas, dão suporte a grandes setores da Serra do Mar. No final do Proterozóico, com o arrefecimento do calor e mudança no regime de esforços, a compressão originou inúmeras falhas transcorrentes que recortam o sudeste brasileiro. Desse estágio final, no Cambro-Ordoviciano, re- sultou denso arranjo de zonas de cisalhamento dextrais anas- tomosadas, orientadas segundo ENE a E-W (Hasui & Sadowski 1976). Durante a separação mesozóica, que subdividiu o super- continente Gondwana e culminou na abertura do Oceano Atlântico, inúmeras descontinuidades mais antigas foram rea- tivadas em pulsos descontínuos que perduraram desde o Cretáceo até o Terciário. As rochas das falhas reativadas e mesmo das zonas de cisalhamento antigas, devido à baixa resistência à erosão diferencial, governam o traçado da rede de drenagem. Nos planaltos, há que se lembrar ainda a rede densa e onipresente de sistemas de juntas, que obedecem a distintas direções preferenciais. Em adição, Riccomini et al. (1989) descrevem evidências de falhamento tectônico em camadas sedimentares de idade pleistocênica ou até mesmo mais novas. O traçado da Serra do Mar tem notável descontinuidade, entre as cercanias do Maciço de Itatins até a zona limítrofe de São Paulo e Paraná (ver Carneiro et al. 1981), onde a erosão avançou para o interior do continente, alcançando rochas da bacia Açungui, constituída de filitos, metarenitos, xistos, ro- chas carbonáticas a dolomíticas e, localmente, rochas meta- vulcânicas e formação ferrífera bandada. Dispostas em domínios adjacentes, cuja distribuição primária é de difícil recomposição, tais rochas foram afetadas por cavalgamentos, dobramentos e transcorrências (Fiori 1994). No Paraná as escarpas da Serra do Mar não atingiram tais formações, retar- dadas nos processos erosivos por um conjunto de stocks e batólitos graníticos fini-brasilianos. Não obstante, a erosão remontante da bacia hidrográfica do rio Ribeira propiciou forte entalhamento que se abre desde a zona costeira, junto aos tipos litológicos da Zona de Cisalhamento (ZC) Lancinha- Cubatão (Salamuni 1995), até atingir a região a norte de Curitiba, aproveitanto sua menor resistência à erosão diferen- cial. Ainda quanto ao controle litológico do relevo, desempe- nham papel expressivo rochas resistentes como os maciços Figura 2 - Perfil esquemático transversal às estruturas geológicas da região entre o Oceano Atlântico e o Vale do Paraíba, no estado do Rio de Janeiro. A região correspondente ao Gráben da Guanabara acha-se indicada. Escala vertical logarítmica (modificado de Ruellan 1944) Figure 2 - Section perpendicular to the geologic structures of the region between the Atlantic Ocean and the Paraíba do Sul Ri ver Valley, Rio de Janeiro state. The position of the Guanabara Gráben is indicated. Logarithmic vertical scale (modified from Ruellan 1944) 136 Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 até 1.650 m. Daí ao topo da Serra da Mantiqueira a superfície eleva-se, talvez por falhas, a 2.000-2.100 m de altitude no planalto de Campos do Jordão. Durante a deformação da superfície Japi o Planalto Atlân- tico sofreu importantes desnivelamentos por falhas, desenvol- vendo semigrábens com inclinação para NNW, orientados segundo direções ENE dos falhamentos pré-cambrianos então reativados. Esse sistema de bacias tafrogênicas é subparalelo à Serra do Mar assim como à charneira da Bacia de Santos e a falhamentos identificados na plataforma continental rasa (Fig. 3). As principais dessas bacias são as de São Paulo, Taubaté, Resende, Volta Redonda e Guanabara. Elas são preenchidas por sedimentos continentais de idade eocênica a miocênica, e desde o Paleoceno na Bacia de Itaboraí. Das quatro primeiras, a de Taubaté tem seu assoalho rebaixado a mais de 2.000 m em relação à superfície Japi no topo da Mantiqueira, no planalto de Campos do Jordão. Essas bacias, particularmente as drenadas pelo rio Paraíba do Sul, têm sido motivo de muitos estudos tectônicos e sedi- mentares, de síntese e de detalhe, como os de Almeida (1976), Hasui et al. (1978), Melo et al. (1985), Riccomini (1989), Ferrari (1990) e Moriak, Barros (1990). A Bacia de Curitiba, no Estado do Paraná, pertence ao mesmo sistema mas foi pouco investigada. Também os denominados grábens de Sete Barras (Melo et al. 1989), no vale do rio Ribeira, e de Ca- nanéia, na planície costeira Cananéia-Iguape (Souza et al. 1996), parecem a ele pertencer, por sua orientação e idade cenozóica. Além da sedimentação calcária paleocênica da bacia de Itaboraí, o gráben da Guanabara, a única das bacias tafrogêni- cas invadida pelo mar no Quaternário, contém espessura de cerca de 200 m de depósitos continentais que Méis e Amador (1977) denominaram formações Pré-Macacu e Macacu. Lima et al. (1996) reuniram-nas em uma única Formação Macacu, e com base em análise palinológica determinaram sua idade como eocênica/oligocênica, o que mais vem aproximar esse semigráben dos drenados pelo rio Paraíba do Sul. Além de diques de diabásio correlacionados ao magma- tismo da Formação Serra Geral (White 1906), que também existem em grande número nos semigrábens drenados por aquele rio, o gráben da Guanabara possui numerosos diques, plugs e stocks de rochas alcalinas, cujas idades variam do Senoniano ao Eoceno. A se julgar pelas datações disponíveis (K/Ar, cf. Amaral et al. 1967) as grandes intrusões de rochas alcalinas no interior do gráben (Marapicu, 72 Ma; Tinguá, 66 Ma e Rio Bonito, 69 Ma) são anteriores ao afundamento do mesmo, à semelhança da intrusão de Morro Redondo (65 Ma, Ribeiro Filho e Cordani 1966) junto à Bacia de Resende no gráben do Paraíba. Também derrames eocênicos de ankaramito existem na bacia de Volta Redonda (Riccomini et al. 1983) e Itaboraí (Klein e Valença 1984). A Serra dos Órgãos, nome local da Serra do Mar à borda norte do semi- gráben da Guanabara, é um bloco de falha, em batólito granítico, basculado para norte (Ruellan 1944). Seu cimo atinge 2.218 m na Pedra do Sino, destacando-se acima de uma superfície sub-horizontal que nivela cumeadas e topos arre- dondados a 2.000 m de altitude. Martonne (1943) considerou- a correlacionável à superfície dos Campos (Japi). A vertente inclinada para o vale do rio Paraíba tem cimos subnivelados por essa superfície. O bloco sul do semigráben é representado pelos Maciços Litorâneos, que incluem a ilha Grande na enseada de Angra dos Reis e os morros próximos à costa, como os maciços da Carioca, Niterói e outros. Na Bacia de Santos o importante evento tectônico que deformou a superfície Japi e deu origem aos semigrábens está bem assinalado pela discordância (Fig. 6) que separa as sequências deposicionais indicadas por Pereira e Feijó (1994) como K-120 (maastrichtiana) e T-10 (paleocena). No entanto, Macedo (1991) correlaciona essa discordância à superfície Japi. Superfícies de erosão neogênicas mais ou menos evoluídas desenvolveram-se em diferentes níveis nas bacias dos princi- pais rios do Planalto Atlântico. São certamente mais novas que a superfície de aplainamento Japi, já então deformada, mas sua datação ainda depende de estudos. Na bacia hidro- gráfica do rio Tietê, estende-se em grande área a superfície de erosão do Alto Tietê (Almeida 1958). Apresenta-se como um subnivelamento de cimos do relevo em rochas metamórficas menos resistentes à erosão. Tem altitude de 850 m onde nivela o topo da Serra do Mar (localmente denominada Serra do Cubatão), a noroeste de Santos, caindo a 800 m junto à Serra da Cantareira a norte de São Paulo. No Paraná a superfície do Alto Iguaçu (Almeida 1955) é uma das mais importantes do primeiro planalto. Nivela as estruturas pré-cambrianas a aproximadamente 1.100 m. ORIGEM DA SERRA DO MAR Uma conclusão impor- tante a se tirar do nivelamento dos cimos da Serra do Mar pelas superfícies de aplainamento do Japi e Alto Tietê é que quando elas se elaboraram o Planalto Atlântico se estendia bem mais para leste da área hoje ocupada pela plataforma continental interna. Uma superfície de aplainamento com a extensão da do Japi, identificada em vasta região do sudeste do País, necessariamente prosseguia, em sua origem, para a área hoje ocupada por parte da plataforma continental. Após uma grande transgressão marinha havida na Bacia de Santos, com máximo no Neocenomaniano/Eoturoniano, reali- zou-se erosão subaérea e submarina da sequência neoturoni- ana dando origem a uma discordância com o Eoconiaciano, há cerca de 88-89,5 Ma (Pereira 1992). A discordância reflete um importante evento tectônico, que resultou em soer- guimento pulsativo da área a oeste da bacia, estendendo-se até o interior do continente (Pereira et al. 1996). Esse soer- guimento prosseguiu durante o Senoniano, constituindo área- Figura 5 - Perfis paralelos projetados segundo a direção 70°NE entre a região de Serra Negra (SP) e os campos do Ribeirão Fundo (MG), ilustrando o soerguimento da Superfície Japi Figure 5 - Parallel 70° NE-oriented profiles along the Serra Negra region (SP) and the Ribeirão Fundo fïelds (MG), illustrating the uplift of the Japi Erosional Surface 139 Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 Figura 6 - Parte simplificada da coluna estratigráfica pós-al- biana da Bacia de Santos (modificada de Pereira e Feijó 1994) indicando a influência, na coluna sedimentar, dos episódios erosivos da área continental adjacente Figure 6 - Influence of the continental erosional episodes in the sedimentary column as indicated by the simplified post-Albian stratigraphic column of the Santos Basin (modified from Pereira and Feijó 1994) fonte das formações Santos, Juréia e Itajaí-Açu. A primeira compreende conglomerados, arenitos líticos vermelhos com intercalações de folhelhos cinzentos e arguas vermelhas (Ojeda e Césero 1973), indicativos de sedimentação em am- biente continental a transicional na forma de leques aluviais, rios entrelaçados e deltas (Pereira et al. 1986). A Formação Juréia constitui-se de arenitos finos, siltitos, folhelhos e calci- lutitos que indicam deposição em plataforma marinha. A Formação Itajaí-Açu, onde predominam folhelhos cinza-es- curos, representa a porção depositada em talude e bacia, sendo testemunhada em águas profundas. A grande espessura e extensão que as formações Santos e Juréia adquirem na borda proximal da bacia (Fig. 6) bem indicam a importância do relevo surgido com o soerguimento. O soerguimento, progressivo e pulsativo, da área platafor- mal e continental vizinha à bacia foi atribuído por Asmus e Guazelli (1981), Bacoccoli e Aranha (1984, apud Macedo 1991) e Macedo (1991) a efeito de compensação isostática entre a bacia em afundamento e a área continental em elevação e erosão e, portanto, passando a sofrer alívio de carga. A pulsos desse evento tectônico associa-se a retomada de fenómenos magmáticos, que resultaram nas intrusões basálticas na área centro-norte da bacia e alcalinas na região costeira e plata- forma rasa atual. Uma comprovação do soerguimento do continente é-nos dada por Vignol-Lelarge et al. (1994) que, utilizando o método dos traços de fissão em apatita em rochas do em- basamento cristalino da Serra do Mar em área do Arco de Ponta Grossa (Fig. 4), concluíram que há 86 Ma a região sofreu um levantamento acompanhado de erosão da ordem de 2,5 km. A esse levantamento atribuíram o soerguimento da Serra do Mar. Há a considerar, todavia, não ser essa a idade da serra na posição que ela hoje ocupa. O Arco de Ponta Grossa é um elemento tectônico com predisposição para o soerguimento desde o Triássico que, no Cretáceo Superior, foi submetido à maior elevação. Com a serra ocupando sua posição atual não poderia fornecer à borda da Bacia de Santos elásticos grossos como os que são encontrados na Formação Santos, pela distância de até uma centena de quilómetros que as separa. O soerguimento progressivo da área continental (e, por consequência, da plataforma continental vizinha) foi também verificado por Gallagher et al (1994) ao comentarem a de- nudação e evolução topográfica na área do embasamento do sul-sudeste do Brasil, com base na análise de traços de fissão em apatita. Ela indicou que nos 50 km a partir da linha-de- costa para o interior as idades são todas inferiores a 100 Ma e tão baixas quanto 50-60 Ma, o aumento das idades dos traços de fissão crescendo muito rapidamente para o interior. Os dados que obtiveram sugerem ter havido mais de 3 km de denudação na planície costeira e possivelmente l km no inte- rior. Uma proporção elevada de basalto Serra Geral consti- tuiria parte do material removido pela erosão. Supomos que esse processo erosivo que, no final do Cretáceo Superior, levou ao desenvolvimento da superfície Japi, exumou o em- basamento cristalino, com seus diques de diabásio e intrusões alcalinas, na área costeira adjacente à Bacia de Santos. O divisor de águas entre as bacias de Santos e do Paraná devia então situar-se próximo àquela, possivelmente no sítio da atual plataforma média, a julgar pela natureza litológica da Formação Santos. A erosão seria muito mais intensa na ver- tente oceânica, de acentuado declive, que na continental. Esta drenava-se para o interior do continente, contribuindo para a sedimentação senoniana do Grupo Bauru (Campos 1905). Ao término do ciclo erosivo, na passagem do Cretáceo para o Terciário, constituiu-se a superfície de aplainamento Japi, que nivelou o Planalto Atlântico até esse divisor. A vertente marinha desse relevo recuou subparalelamente à borda da bacia, obedecendo aproximadamente, como hoje, às direções estruturais do embasamento pré-cambriano. Ao fazê-lo, enta- lhou as superfícies Japi e neogênicas. Faltam informações que permitam bem conhecer o reflexo, na plataforma, do importante evento tectônico iniciado no Paleoceno. Falhas têm sido nela assinaladas desde a década de 70; prováveis reativações de falhas do embasamento, que explicam a existência de desnivelamento local de planaltos, como a falha do Camburu (Campanha et al. 1992) na Serra do Juqueriquerê, próxima a São Sebastião, têm sido citados por vários autores como explicação para outras feições, regional ou localmente observadas. Alves (1981) refere que, entre a zona de charneira que limita a parte profunda da Bacia de Santos e a linha-de-costa, existe um proeminente falhamento normal, a Falha de Santos, cujo rejeito é desconhecido por terem sido erodidas as possíveis camadas de referência do bloco elevado, o ocidental. Asmus e Ferrari (1978) sugerem que esta falha se tenha formado pelos mesmos processos ativos principalmente no Cenozóico, mas talvez desde o final do Mesozóico, que origi- naram as atuais serras do Mar e da Mantiqueira. Asmus (1981) informa que a falha foi inferida a partir de dados magne- tométricos. A Falha de Santos não deve ser confundida com a falha situada junto à linha de charneira no trecho retilíneo E-W entre a Baía de Ilha Grande e Cabo Frio que corresponde, segundo Moriak & Barros (1990), à acentuação do mergulho do embasamento rumo ao mar, estando associada localmente a falha bastante expressiva, cujo rejeito atinge "centenas de metros", quando se toma a superfície do embasamento como referência. Parece-nos plausível supor que a atual Serra do Mar tenha surgido na Falha de Santos como resultado de abatimentos do planalto durante o magno evento tectônico iniciado no Paleo- ceno. Tal como se acham assinalados no Mapa Geológico do Brasil (Schobbenhaus et al 1981) parece provável que o arquipélago de Alcatrazes (Fig. 7) e as intrusões das rochas 140 Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 Figura 7-O grande promontório da Serra do Juqueriquerê e as principais ilhas costeiras do litoral norte paulista. Convenções: 1. Limite superior de escarpa, 2. Limites topográficos de riftes, 3. Bacias tafrogênicas, 4. Corpos alcalinos, 5. Alinhamentos estruturais e falhas, 6. Linhas de contorno estrutural do embasamento na área submersa Figure 7 - The large promontory of the Juqueriquerê plateau and the principal islands of São Paulo northern coast. Legend: l. Upper limit of scarp, 2. Topographic limits of rifts, 3. Taphrogenic basins, 4. Alkaline bodies, 5. Structural lineaments and faults, 6. Basement structural contours in the submerged area Figura 8 - Principais feições deprimidas no gráben de Cananéia, segundo Souza (1996) e disposição aproximada do gráben de Sete Barras. Convenções: 1. Embasamento, 2. Cobertura quaternária, 3. Formação Pariquera-Açu, 4. Coberturas de idade indeterminada 5. Corpos alcalinos, 6. Falha suposta, 7. Falha definida, 7. Diques Figure 8 - Principal depressed features in the Cananéia Graben (according to Souza 1996) and aproximated location of the Sete Barras Graben. Legend: l. Basement, 2. Quaternary cover, 3. Pariqüera-Açu Formation, 4. Cover of undefíned age 5. Alkaline bodies, 6. Supposed fault, 7. Defined fault, 8. Dikes 141 Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 Figura 9-A Serra do Mar na região santista (atualizado de Almeida J 953). Convenções: 1. Rede de drenagem, 2. Curva de nível, 3. Falha, 4. Estradas: A. Via Anchieta, B. Rodovia dos Imigrantes, C. Rodovia Pé. Manoel da Nóbrega, D. Rodovia Piaçagüera- Guarujá, E. Rede Ferroviária Federal S. A., F. Ferrovias Paulistas S. A., 5. Limite de unidades geomorfológicas, 6. Cotas superiores a 900 m, 7. Cobertura cenozóica, 8. Área urbana Figure 9 - The Serra do Mar in the Santos region (updated from Almeida 1953). Legend: 1. Drainage network, 2. Topographic contours, 3. Faults, 4. Main roads: A. Anchieta, B. Imigrantes, C. Padre Manoel da Nóbrega, D. Piaçagüera-Guarujá, E. Rede Ferroviária Federal, F. Ferrovia Paulista, 5. Geomorphologic limits, 6. Heights abo vê 900 m, 7. Cenozoic cover, 8. Urban área Há certos trechos da Serra do Mar em que ela vem sec- cionando superfícies de erosão neogênicas cuja drenagem provinha originalmente de áreas do Planalto Atlântico hoje já desaparecidas com o recuo erosivo da serra. Um claro exem- plo parece situar-se na borda do planalto a norte de Bertioga (SP). Entre o rio Tietê e uma área drenada para a costa pelo rio Itatinga a SSE de Mogi das Cruzes, um divisor de águas é suportado por uma faixa de granitos sintectônicos e migmati- tos, limitada a norte pela Zona de Cisalhamento de Cubatão. A área drenada para o rio Tietê preserva bem claros os indícios da superfície de erosão do Alto Tietê, que se ergueu até cerca de 950 m de altitude nos granitos. O rio Jundiaí faz parte das cabeceiras do rio Tietê. A sul desse divisor, a bacia do rio Itatinga vem se expandindo no planalto, destruindo a super- fície do Alto Tietê, sustentada por migmatitos, com pequenos corpos isolados de granitos. Essa área é atravessada pela Falha de Jurubatuba ou dos Freires e suas ramificações (Fig. 10). A superfície do Alto Tietê acha-se ali bem mais entalhada que a norte do referido divisor e seus rios são muito mais adaptados às estruturas, sobretudo a falhas. O eixo principal de drenagem é o médio curso do rio Itatinga e seu prosseguimento para o divisor de águas, o rio Claro. Seu traçado dirigido a NW parece refletir fraturas assim orien- tadas. Ao ser atravessado por uma falha orientada aproxi- madamente a 30° NE, provável ramificação da dos Freires, esse eixo recebe, quase no mesmo local, dois afluentes. Pela margem direita vem ter o rio a que os mapas atribuem o nome de Itatinga, por ser mais extenso que o rio Claro. Ele forma um vale deprimido cerca de 200-300 m abaixo das cristas locais dominantes e acha-se claramente adaptado à Falha dos Freires, especialmente em seu alto curso, onde esta apresenta distinta faixa de rochas cisalhadas. À margem esquerda do referido eixo de drenagem, seguindo a mesma direção N30E, vem ter o rio Grande, procedente do divisor de águas granítico. A Serra do Mar em seu recuo interceptou o rio Itatinga, que se precipita em canyon para a planície costeira, onde desagua no rio Itapanhaú. Ó eixo de drenagem rio Claro - médio rio Itatinga antecedeu o posicionamento atual da serra (Fig. 10), não se podendo saber qual seu destino no trecho hoje erodido do planalto. O declive de quase 700 m entre o médio trecho do rio Itatinga no planalto e a planície costeira foi aproveitado para construção de pequena usina hidrelétrica, homónima. A influência dos diversos tipos rochosos no compor- tamento das encostas foi investigada em escala de detalhe por Pires Neto et al. (1979), na região dos morros de Santos e São Vicente. Os padrões de erosão diferencial ali descritos podem ser em grande parte comuns a outros trechos da Serra do Mar. Rochas anisotrópicas, como migmatitos de melanossoma xis- 144 Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 toso (referidos como de paleossoma dominante) constituem "as partes mais rebaixadas do relevo", assim como falhas e zonas de cisalhamento espessas. Reativações de falhamentos antigos foram identificadas, configurando escarpas de linha- de-falha, como ao longo de zona de cisalhamento NE retilínea da região do Morro do Marapé (Santoro et al. 1979). Gra- nitóides embrechíticos e rochas graníticas equigranulares isótropas compõem as elevações regionais. O principal con- traste entre esses dois grandes grupos de rochas reside na foliação marcante dos embrechitos, que condiciona a orien- tação das cristas, enquanto nos granitos não-foliados predomi- nam as formas dômicas, as altitudes mais elevadas e os topos arredondados. São Sebastião O cimo da Serra do Mar continua para leste, suportado por migmatitos variados do Complexo Costeiro, e é nivelado a cerca de 800 m de altitude pela superfície de erosão do Alto Tietê. Do ribeirão Guaratuba até a Serra do Juqueriquerê a Serra do Mar passa a se apoiar em rochas granitóides sintectônicas, com o que seus cimos sub- nivelados se elevam a 1.200 - 1.300 m, que é a altitude do divisor de águas das bacias dos rios Tietê e Paraibuna no planalto, próximo à serra. A genericamente denominada Serra do Juqueriquerê avança em promontório em direção à ilha de São Sebastião. Campanha et al. (1994) realizaram estudos geológicos e mor- fotectônicos dessa serra, dos mais detalhados já feitos na Serra do Mar. Distinguiram um bloco mais elevado, a l. 150 - l .300 m de altitude, de composição granítica, adjacente a outro, constituído de gnaisses e migmatitos e deprimido em relação àquele por seu subnivelamento entre 900 - 950 m de altitude. Seu limite retilíneo com o degrau mais baixo coincide com a falha pré-cambriana de Camburu. É esta uma zona de cisa- lhamento dúctil com dezenas a centenas de metros de largura de rochas miloníticas. Este degrau foi chamado Planalto do Juqueriquerê (Ponçano et al. 1981). Suas rochas, que são migmatitos paraderivados, são divididas em blocos menores por numerosas pequenas falhas, que seriam responsáveis pelo abatimento de cerca de 300 m em relação ao degrau anterior, tendo o movimento diferencial maior se processado na falha de Camburu. Face à falta de sedimentos datáveis, sugeriram os referidos autores correlação desses níveis com superfícies morfológicas que se conhecem na região, assim como discordâncias na coluna estratigráfica da Bacia de Santos. A superfície mais alta correlacionaram à do Japi que, por coincidência ou não, tem idêntica altitude que os anéis externos dos stocks alcalinos da ilha de São Sebastião. O patamar intermediário, constituído de rochas mais facilmente erodidas que as graníticas do pla- nalto cimeiro, seria resto de uma superfície de erosão mesomiocênica, que foi em parte tectonicamente deprimida no Neomioceno para formar o Planalto de Juqueriquerê. A resistência à erosão oferecida pelas intrusões alcalinas em granitos laminados da ilha de São Sebastião vem retardando o recuo da Serra do Mar e originando a formação do destacado promontório constituído pela Serra de Juqueriquerê com seus degraus e também pela ilha, do qual esta geograficamente participou antes da transgressão Flandriana. Constitui uma prova de que a Serra do Mar esteve inicialmente bem além da posição em que hoje se situa, sendo o seu recuo basicamente devido à erosão. Parati A Serra do Mar no trecho compreendido entre as serras do Juqueriquerê e do Parati (Fig. 7) é um relevo escar- pado, com altitudes de 800 a 1.000 m, em que termina o planalto do Paraitinga-Paraibuna. É constituída de rochas granitóides, sobretudo variedades de migmatitos com foliação a NE - ENE. Em seu sopé, a partir de cerca de 20 km para ENE de Caraguatatuba, apresenta-se uma faixa de rochas granulíti- cas, principalmente charnockitos, que se dirige para SE, às faldas da Serra do Parati, até Piçanguaba. A Serra do Parati (Fig. 7) constitui a maior parte de um promontório avançado para SE, separando as baías de Ilha Grande e Ubatumirim. Seu ponto mais alto, o pico do Cus- cuzeiro, alcança l .426 m acima do nível do mar. É suportada por um grande stock de granito isótropo, pós-tectônico, do Eopaleozóico (Cordani e Kawashita, 1971). Duas falhas trans- correntes pré-cambrianas perlongam a Serra do Mar e seu reverso. Melo e Pires Neto (1977) interpretaram as escarpas da serra nesse trecho como resultado de abatimentos e bascu- lamentos de blocos de falha. Dada a continuidade topográfica da Serra do Parati com o planalto, parece-nos mais provável que elas representem o fronte de erosão remontante da borda do planalto entre os dois maciços resistentes dos promontórios sustentados pelas rochas alcalinas da ilha de São Sebastião e o granito do Parati. A Serra da Bocaina é um típico conjunto de planaltos elevados, embora desnivelados entre si (ver Fig. 4.3 de Ponçano et al 1981), que se situa entre o vale do rio Paraíba do Sul a norte e nordeste e o Planalto do Paraitinga-Paraibuna a oeste. Seu relevo montanhoso inclina-se para o litoral a sul, terminando nas escarpas erosivas da Serra do Mar, elevadas de uns l .000 m diante da baía da Ilha Grande. O limite norte da Serra da Bocaina relaciona-se ao tecto- nismo por falhas do gráben do Paraíba, sem que se conheçam detalhes. E possível que o planalto da Bocaina seja resíduo de erosão de abaulamento em que se deprimiu o gráben, pois sua altitude a norte, em torno de 1.800-2.000 m, é a mesma que a da Serra da Mantiqueira do outro lado do gráben, abstraindo- se naturalmente o relevo dos maciços de Itatiaia e Passa-Qua- tro. A drenagem longitudinal do Planalto do Paraitinga- Paraibuna, favorecida pelas estruturas pré-cambrianas pre- dominantemente orientadas a ENE, teria grandemente facili- tado o recorte erosivo dessa elevação, como ainda hoje se observa no flanco ocidental da Bocaina onde se situam os cursos d'água formadores do rio Paraitinga. O planalto da Bocaina tem uma extensão para leste, o elevado espigão, em parte granítico, da Serra da Carioca, que o vale do rio Piraí separa da Serra das Araras. Entre elas se estabeleceu o colo de Lídice (550 m de altitude), que permite à rodovia e à ferrovia provenientes de Angra dos Reis, no litoral, transporem a Serra do Mar numa altura relativamente pouco elevada, para alcançarem Barra Mansa, às margens do rio Paraíba do Sul. RÍO de Janeiro O médio vale do rio Paraíba do Sul apresenta, entre Barra Mansa e Barra do Piraí, nas áreas de rochas pré-cambrianas, um relevo de colinas arredondadas do tipo chamado "mar-de-morros", cujos cimos se mostram em altitudes próximas de 500-550 m. Definem um nível de erosão em que se encaixa o rio (358 m de altitude em Barra do Piraí). Esse nível continua-se pela bacia do rio Piraí e cercanias da represa do Ribeirão das Lajes. Essa superfície de erosão estende-se até à borda do planalto, onde é truncada pelas escarpas em recuo da Serra das Araras, nome local da Serra do Mar, e que responde por seu subnivelamento local, Esse recuo causou a captura do ribeirão das Lajes (hoje represado), desviando para o mar, pelo rio Guandu, as águas que antes fluiam para o rio Piraí. O gráben da Guanabara formou-se no Paleoceno no interior do Planalto Atlântico. Nessa ocasião este se estendia bem mais para sudeste, até a Serra do Mar que, como supomos, se elevou na mesma ocasião junto à Falha de Santos. O recuo erosivo de suas escarpas durante meia centena de milhões de anos fez com que se aproximasse da borda sul do gráben, desfazendo-a em morros e serras que constituem os Maciços Litorâneos: a Ilha Grande e a de Sepetiba; as serras da Carioca e Niterói, e mais para leste, outras serras e morros costeiros. Alcançam altitudes de cerca de l .000 m a oeste, mas de Niterói para leste 145 Revista Brasileira de Geociências, Volume 28,1998 Figura 10 - Área de planalto drenada diretamente para o mar: bacia do rio Itatinga, entre Mogi das Cruzes e Bertioga. Ilustração baseada em mapas na escala 1:50 000 do IGG, respectivamente folhas Bertioga SF.23-Y-D-IV-4, 1971, e Mogi das Cruzes SF.23-Y-D-IV-2,1972. Convenções: 1. Rede de drenagem, com sentido defluxo, 2. Adutora, 3. Estrada, 4. Curva de nível, 5. Limite superior de escarpa da serra, 6. Cotas superiores a 900 m Figure 10 - Planaltic área with drained towards the sea: Itatinga ri ver basin, between Mogi das Cruzes and Bertioga. Based on IGG maps at the 1:50 000 scale, respectively Bertioga SF.23-Y-D-IV-4, 1971, and Mogi das Cruzes SF.23-Y-D-IV-2, 1972. Conventions: 1. Drainage network, with flow sense, 2. Aqueduct, 3. Roads, 4. Topographic contours, 5. Upper limit of scarp, 6. 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