CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS E GEOMORFOLÓGICA DO PARQUE NACIONAL DO CATIMBAU

CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS E GEOMORFOLÓGICA DO PARQUE NACIONAL DO CATIMBAU*

O Parque Nacional do Catimbau2 encontra-se localizado entre as coordenadas geográficas 8º 24 00 e 8º 36 35 S e 37º 09 30 e 37º 14 40 WG, totalizando uma área de 62.300 ha na forma de uma poligonal. Sua área encontra-se distribuída dentro do setor Norte da Bacia do Jatobá, e abrange parte dos municípios de Buíque (12.438 ha.); Tupanatinga (23.540 ha) na Microrregião do Vale do Ipanema, e Ibimirim (24.809 ha) na Microrregião do Moxotó do Estado de Pernambuco.

Analisando essa divisão, percebe-se que é Buíque o município que possui menor parcela do parque. Entretanto, dentro de uma perspectiva que envolve espaço e poder, é Buíque que de fato exerce a territorialidade. Assim, sempre que o Parque do Catimbau é colocado em evidência seja na mídia escrita e falada, ou mesmo no dia a dia, é o município de Buíque que de fato é lembrado (Figura 1)

Figura 1: Na figura observa-se que a área do domínio territorial  do Parque Nacional do Catimbau se distribui sobre as territorialidades de três municipios: Ibimirim ao Leste, Tupanatinga ao Centro, e Buique ao Oeste, mas pelo município que se da o melhor acesso, e por e lembrado como Catimbau do Buique-PE . Fonte: SNE (2000)

A formação da Bacia Sedimentar do Jatobá

Esta Bacia Sedimentar do Jatobá é uma das bacias interiores mais importantes, suas dimensões geográficas envolvem uma área aproximadamente 5.600 km², abrangendo vários municípios, entre os quais se destacam Inajá, Buíque, Ibimirim e Tupanatinga.

A formação da Bacia Sedimentar do Jatobá relaciona-se inicialmente a fragmentação desses megacontinente denominado Gondwana, e que teve incio no período jurássico Superior e culminou no Cretáceo Inferior, há cerca de 100 milhões de anos. Com a quebra do continente surgiram as Placas Sul Americana e a Placa Africana. A medida que essas placas se abriam de Sul para o norte, provocaram fenômenos de vulcanismos, terremotos, intrusões magmáticas,e principalmente rifts. 
     

A formação dos rifts se bifurcam com falhas que evoluem a oceanos e continentes. No caso da Bacia do Jatobá, por exemplo, inicio a partir das mediações de Salvador local onde ocorreu a bifurcação do grande rift costeiro a qual o Rift do Cabo de Santo Agostinho em Pernambuco é parte. O setor com direção norte, atualmente ocupado pelas bacias do Tucano e Jatobá que não evoluiu, caso tivessem evoluído os estados de Sergipe e Alagoas, estariam separados do Brasil e constituído um ilha. Dessa forma hoje teríamos uma ilha que estaria para a América do Sul  do mesmo modo que Mandagascar estaria para África (Figura  2 e 3).

Figura 2 e 3 : Observa-se a semelhança entre os padrões de fragmentação presente na formação do Rifts, o da esquerda é o Rift que originou a Bacia do Recôncavo Tucano Jatobá, e do da direita o Rift africano com a ilha do Madagascar logo a frente. Fonte: www.phoenix.org.br.

A inserção do Parque Nacional do Catimbau na Bacia Sedimentar do Jatobá

Numa descrição sumária da geologia do Estado de Pernambuco, pode-se dizer que a maior parte de seu território é constituída por rochas cristalinas e metamórficas do embasamento Pré-Cambriano. Entretanto, quando se enfoca a área delimitada para a criação do Parque Nacional do Catimbau, observa-se que, do ponto de vista geológico, esse parque apresenta exemplares significativos da geologia estrutural do Estado pertencentes ao embasamento Pré-Cambriano de idade Proterozoica, coberturas sedimentares de idade Paleozoica do Siluriano e Devoniano; do Mesozoico do Cretáceo e Jurássico, Cenozoico do Quaternário e Terciário.

De um modo geral, a estratigráficamente a bacia onde se insere o Parque Nacional do Vale do Catimbau é correlacionada com a Bacia do Araripe [3] Ponte et al (1997). A Bacia do Jatobá (Figura 4) pode ser dividida em cinco tectono-sequências, são elas: a Tectôno-sequência Beta, de idade Siluro-devonina; a Tectono-sequencia Pré-Rifte, de idade neojurássica; a Tectonono sequência Sin-Rifte, de idade eocretácica; a Tectono-sequencia Pós-Rifte, de idade mesocretácica e a Tectono-sequencia Zeta, de idade cenozoica.

Figura 4: Mapa de sequencia estratigráfica da Bacia do Jatobá. O embasamento cristalino Pré-Cambriano aparece na cor rosa claro, a sequencia Paleozoica em tom rosa, os sedimentos mais recentes Pleistocênico em cor amarela. Fonte: phoenix.org.br

O período Proterozoico é o mais antigo e comumente forma a base da Bacia do Jatobá, representado pela unidades estratigráfica denominada Embasamento Cristalino com idade que oscila entre 2,5 bilhões  a 700 milhões de anos[4] (The Geologgical Society Of America, 2009). Essa camada de rochas cristalinas e representada pela composição litológica do granitos, magmáticos e gnaisses, e não é visível  na parte interior da bacia uma que a mesma  encontra-se a grande profundidade, apenas nas bordas da bacia é que é possível ser observada, como é caso nas escarpas cristalinas de Arcoverde(Figura 5).

Figura 5 : Em primeiro plano ver-se um riacho seco, evidenciando a característica de impermeabilidade das rochas cristalinas que compõe sua base e sustem o lençol de água na superfície. Em segundo plano e observa-se uma forma de relevo denominada frente de Cuesta, essa composta de  feições sedimentares visto aqui na Serra da Tinideira, localizada nas zona rural e limites das proximidades da cidade de Arcoverde-PE. Esse Cuesta marca o limite da Bacia do Jatobá e as rochas cristalinas ao Norte. Autor: Natalicio de Melo Rodrigues, 2010.

IDADE		UNIDADES ESTRATIGRAFICAS	AMBIENTES DEPOSICINAIS	COMPOSIÇÃO LITOLÓGICA
Ceno zoico	Quaternário	Aluviões	Cobertura superficial fluvial	Areias, siltes, Argilas, lentes conglomeraticas
	Terciário	Coluviões	Cobertura detritica residual	Predominantemente arenosa
Meso Zoico	Cretáceo	Formação Exú	Fluvial “Braided” para fluvial de baixa sinuosidade	Arenitos grosseiros, a coglomeraticos com leitos finos de cor creme e lilás localmente avermelhados
		Formação Santana	Lacrustino raso, associado a espécie planície.	Calcissiltitos e calcilutitos fossilíferos de coloração creme a cinza claro, intercalados a arenitos e folhelhos
		Formação Marizal	Leques aluviais/fluvial proximais	Arenitos, siltitos e argilitos, com lentes de calcário, folhelhos betuminosos e evaporitos
		Formação Sebastião	Fluvial de alta energia gradando para ambiente eólico	Arenitos médios a finos com níveis grosseiros na base
		Grupo Ilhas	Planície e frente deltáica associada a ambiente lacustrino	Alternância de arenitos médios a grosseiros com argilitos e siltitos creme
		Formação Candeias	Flúvio-lacustre raso	Folhelhos e siltitos argilosos de cor marrom, intercalados com arenitos, calcarenitos e níveis de gipsita
	Jurássico	Formação Sergi	Fluvial “braided” com retrabalhamento eólico e leques distais	Arenitos finos esbranquiçados a róseos avermelhados
		Formação Aliança	Lacustrino raso, com influência fluvial	Folhelhos e siltitos amarronzados e esverdeados com intercalações de arenitos finos e calcarenitos
Paleo zoico	Devoniano	Formação Inajá	Marinho de plataforma rasa associado a fluvial	Arenitos finos laminados, ferruginosos com intercalações arenosas e níveis de matéria orgânica
	Suluriano	Formação Tacaratu	Fluvial “braided” associado a leques aluviais	Arenitos grosseiros a conglomeráticos de cor rósea a avermelhada.
Protero zoico		Embasamento Cristalino		Granitos, migmatitos e gnaisses

Figura 6: Quadro de unidades estratigráficas da composição litológica da Bacia do Jatobá. Fonte CPRM –conforme Leite et al 1999. Modificado  (cores baseadas no padrão internacional da The Geological Socitey Of America, 2012). Autor: Natalicio deMelo Rodrigues.  

Parque do Catimbau: testemunho do período Siluriano e do mar Devoniano

Essa imensa formação de arenito presente na paisagem do parque do Catimbau tem uma origem bastante singular. Segundo Petri & Fulfaro (1983, p.4-8), toda a área do sertão pernambucano constituiu, num passado geológico, fundo de mar, de modo que se estabeleceu no Siluro-Devoniano, em que se manifestou também no Nordeste como a maior transgressão marinha do continente americano . Na Bacia do Jatobá, evidência dessa formação Devoniana que constitui um fundo de mar pretérito, manifestação na Formação Inajá (Barreto, 1968) (Figura 7).

Figura 7: Afloramento da Formação Inajá na Bacia do Jatobá, situada no Sítio Trocado, Povoado de Campos- Ibimirm-PE. Essas sedimentação apresenta arenitos médios e grosseiros com porções bastantes oxidadas, e ferruginosas, e em cores que variam do róseos e avermelhados. Fonte: CPRM/UFPE. Disp. em ebah.com. (2012).

Teorias apontam que esse mar teria inundado a América do Sul pelo ocidente, através da borda continental, onde atualmente se encontra a cordilheira dos Andes. Assim, durante esse período a plataforma sul-americana encontrava-se imersa e o Rio Amazonas drenava inversa do sentido atual, limitada por uma estreita faixa de terras emersas situada na extensão das atuais Guianas até a Bolívia setentrional(PETRI & FULFARO, 1983, p.317).

Mendes & Setembrino (1971), por sua vez, afirmam que durante o Devoniano, esse mar teria inundando as bacias brasileiras até o Permiano. Quando atingiu sua maior extensão esse mar recobriu e, teria unido por determinado tempo três bacias sedimentares brasileiras: a Amazônica, do Paraná e Parnaíba (SALGADO-LABOURIAU, 2001, p.178).

Segundo PETRY & FULFARO (1983), trabalhando num contexto global, corroboram a ligação entre as três grandes bacias brasileiras durante boa parte do Devoniano brasileiro, principalmente no Devoniano Médio. Essas bacias se comunicavam entre si por corredores. “Um corredor de rumo nordeste passaria pela futura fossa tectônica de Barreirinhas”. Outro “corredor” dirigido para leste ligaria a bacia à região do Jatobá, Estado de Pernambuco) e, finalmente, um outro “corredor” que estabelecia ligação com a Bacia do Paraná. Nesse período, o Brasil e a África ainda se encontravam unidos em uma grande massa continental, Gondwana.

Com a separação da América do Sul ocorreu o soerguimento andino. Este fenômeno epirogenético soergueu parcialmente as plataformas e bacias sedimentares. Acarretou, ainda, um recuo total do mar interior Devoniano. Esse fenômeno geológico é o que explica o porquê dos planaltos ocuparem cerca de dois terços do território nacional, daí a expressão “o Brasil é uma terra de planaltos” (OLIVA & GIANSANTI, 1999, p.218; ROSS, 2001, p.50-64) (Figura 8).

Figura 8: Observa-se a esquerda uma área de convergência entre as Placas de Nazca e a Placa Sul Americana, choque que resultou em uma orogênese que soergueu  a Cordilheira dos Andes, como consequência o Brasil situado no interior da Placa Sul America foi soerguido, fenômeno geológico  denominado epirogênese, condição ambiental  que elevou suas cotas altimétricas para  medias de entorno de 900 a  mil metros de altitude em relação ao nível do mar. Fonte: wikipédia.

Outro importante e principal evento a ser destacado nesse processo refere-se ao modo como se deu a erosão (ROSS, 2001, p. 51-65). Esses processos erosivos lentos e contínuos se estabeleceram justamente nas áreas em que havia o contato entre os planaltos de terrenos cristalinos (plataformas, também denominados de cinturões orogênicos) e, os planaltos sedimentares. Essa erosão contínua acabou resultando em um rebaixamento expressivo nas bordas dos escudos cristalinos, devido à erosão intensa nas bacias (ROSS, 2001, p.51-65).

Jatobá & Lins (2001, p.71) afirmam que os processos erosivos presentes nas bordas de bacias determinaram a formação de cuestas no Brasil’. À proporção em que esses antigos fundos de mares iam sendo promovidos a elevadas terras emersas, deixaram de representar áreas de sedimentação para oferecer superfícies fortemente trabalhadas por agentes erosivos de climas úmidos e, posteriormente, secos. A “erosão conseguiu, ao longo de milhões de anos, entalhar, desmontar e carrear quase que totalmente o espesso capeamento sedimentar” de origem marinha do período devoniano, fazendo ‘desenterrar o piso do embasamento cristalino’ (ANDRADE, 1977, p.69).

Dessa forma, a origem do Catimbau estaria associada a importantes e seqüenciados processos geológicos e geomorfológicos presentes na história geológica do Fanerozoico no Brasil. A possível seqüência desses eventos obedeceria primeiramente, à seguinte ordem: “a) início da formação das bacias intracratônicas no Siluriano ou aurora do Devoniano formando uma peneplanície pré-devoniana; b) ocorrência de uma grande transgressão marinha no Devoniano, denominada fase talassocrática; c) um desaparecimento dos mares no Neopaleozóico; d) desenvolvimento de fossas tectônicas costeiras no Neojurássico (Reativação Waldeniana) – fase geocrática; desaparecimento da individualidade das bacias intracratônicas no cretáceo (PETRI & FULFARO, 1983, p.08)”. Assim, após a reativação da plataforma os sedimentos soerguidos foram erodidos por circundenudação, resultando em um relevo cuestiforme.

Aspectos da Geomorfológicos

“Quanto às formas de relevo desenvolvidas nessa bacia são dotadas de características tabulares, como por exemplo, mesas e chapadas, e ruiniformes, quando a estrutura se encontra diaclasada (“pontões, agulhas, arcos, cogumelos, etc.) (JATOBÁ, 2003, p.65)“. Daí ser muito comum no Parque Nacional do Catimbau a presença de relevo na forma de mesas e chapadas. Destaca-se ainda na paisagem a presença de grandes morros testemunho. É o caso do Morro da Igrejinha( Figura 9), do Chapéu ou das Andorinhas(Figura 10); pedras do Cachorro(Figura 11), do Elefante (Figura 12 ). Foram estas peculiaridades geológicas, aliadas aos processos de erosão eólica e pluvial, que desenvolveram feições e diferentes tonalidades nos paredões de arenitos que conferem à região uma beleza cênica de natureza ímpar, características que levaram a condição de parque.

Figura 9: Feições erosivas conhecida como "Igrejinha" o nome se deve ao formada de portão de uma igreja de estilo gótico. O Patamar superior dessa feição elucida a antiga superfície pleistocênica. Fonte: arquivo pessoal do indio Jurandir (2010).

Figura 10: Formações em arenito sob ação erosiva pretérita e atual  denominada de Morro das Andorinhas  ou Chapéu devido sua semelhança.  Fonte: Natalicio de Melo.2010.

Segundo o GUIA PHILIPS (2003), oficial dos parques nacionais do Brasil, observa-se que a principal justificativa para criação desses parques é o fato de estarem localizados em “bordas de bacias”, áreas afetadas pela circundenudação. Assim, as formas de relevo exuberante que compõem o quadro natural dessas áreas. Essas rochas sedimentares oferecem formas de relevo, resultantes da ação dos fatores erosivos atuantes no pretérito e presente, desenvolvendo paisagens ímpares e exuberantes. São essas importantes feições rochosas que dão nome às trilhas de visitação. Daí serem comuns em parques de arenito nomes de locais associados a animais e objetos, como por exemplo: Morro do Chapéu (Figura 10), da Pedras do Cachorro (Figura 11), do Elefante (Figura 12) e  da Concha onde encontra-se gravadas pinturas rupestres,  ambas situadas no interior do Parque do Catimbau.

Figura 11. Pedra do Cachorro  localizadas no interior do P.N.do Catimbau, na Geomorfologia esse formação sedimentar de arenito e denominada de Morro Testemunho.   Autor: Natalicio de Melo Rodrigues, 2009.

Figura 12. Pedra do Elefante  localizadas no interior do P.N.do Catimbau, na Geomorfologia esse formação sedimentar de arenito e denominada de Morro Testemunho.   Autor: Natalicio de Melo Rodrigues, 2009.

Uma outra particularidade do arenito é a sua coloração rica em cores vermelha, ocre, lilás, amarela, entre outras, como as que compõe a Chapadas do Catimbau (Figura 13) e a Serra de Jerusalém (Figura 14). Estas cores, ao reflexo da luz solar, permitem formação de cenários especulares de cor e luz. Um exemplo desse fato é a Serras de Jerusalém. Assim, ao exame das citações, parece não haver duvida que a caatinga do nordeste brasileiro, no pretérito, esteve mesmo submersa em águas salgada. No Parque Nacional do Catimbau a grande evidência desse fenômeno geológico é a presença do arenito. Aliás, tem sido esse aspecto que muitas vezes tem prevalecido como elemento fundamental para a criação de alguns parques nacionais nordestinos.

Figura 13: Em primeiro plano observa-se erosão eólica tipica do ambiente semi-árido nordestino. Aos fundos em segundo plano recorte da Chapada do Catimbau, trata-se uma morfoestrutura de origem sedimentar.Em alguns pontos a altitude atingem a incrível marca de mil metros de altitude acima do nível do mar. Fonte: Natalício de Melo Rodrigues, 2013.

Figura 14: Serra de Jerusalém de formação arenito, situada no interior do parque e próximo ao Paraiso Selvagem. A parte superior datam do período Cenozoico e a base datam do proterozoico. Autor: Natalício de Melo Rodrigues, 2013.

REFERENCIAS:

Fonte:Tese de Mestrado Potencialidades e impactos ambientais no Parque Nacional do Catimbau e sua zona de amortecimento, defendido por Natalicio de Melo Rodrigues*, e apresentado na Universidade de Coimbra. Disponibilizado no banco de dados do departamento de Geogrfia -CFCH-UFPE- Recife-PE. http://www.dominiopublico.gov.br/pesquisa/DetalheObraForm.do?select_action=&co_obra=66569

*Doutor em Geografia, pesquisa o Parque Nacional do Catimbau há 13 anos, na qual parque foi objeto de tema de mestrado e doutorado - UFPE.