Tectônica cíclica na Bacia do Paraná - controles
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
Tectônica Sinsedimentar cíclica na Bacia do Paraná
Controles
Paulo César Soares 1991
Tese para concurso ao cargo de professor Titular no Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná - Curitiba
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
RESUMO _________________________________________________________________ 4
ABSTRACT _______________________________________________________________ 4
I - INTRODUÇÃO __________________________________________________________ 5
CARACTERIZAÇÃO DO PROBLEMA _____________________________________ 5
OBJETIVOS ____________________________________________________________ 8
II – CONTEXTO PALEOGEOLÓGICO ________________________________________ 9
ARCABOUÇO GEOTECTÔNICO _________________________________________ 9
CONTEXTO PALEOGEOGRÁFICO ______________________________________ 12
III – METODOLOGIA _____________________________________________________ 17
ANÁLISE DE SEQÜÊNCIAS _____________________________________________ 17
SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS _________________________________________ 25
ANÁLISE ESTRUTURAL _______________________________________________ 32
BASE DE DADOS_______________________________________________________ 35
IV – ARCABOUÇO ESTRUTURAL ___________________________________________ 37
BLOCOS LITOSFÉRICOS _______________________________________________ 37
O EMBASAMENTO DA BACIA __________________________________________ 41
V – A SEDIMENTAÇÃO E A TECTÔNICA ____________________________________ 53
O REGISTRO SEDIMENTAR ____________________________________________ 54
DISCORDÂNCIAS BACINAIS ___________________________________________ 56
SUPERFÍCIES DE MÁXIMA INUNDAÇÃO ________________________________ 67
GLACIAÇÕES _________________________________________________________ 76
DISCONFORMIDADES LOCAIS _________________________________________ 79
SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS _________________________________________ 84
VI – TECTÔNICA DA BACIA _______________________________________________ 91
VII – CONCLUSÕES _____________________________________________________ 121
SÍNTESE DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA REGIONAL _________________ 122
EVOLUÇÃO DEPENDENTE DO MACROAMBIENTE _____________________ 125
VIII – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________ 132
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
RESUMO
É definido e aplicado o conceito de sequência gradacional, significando um pacote litológico
que reflete variação unidirecional de energia no macroambiente dos sistemas deposicionais
contemporâneos. A correlação por sequências gradacionais permitiu detectar a presença de falhamentos
com quatro critérios: omissão por erosão, omissão por não sedimentação, espessamento anômalo e
mudança no tipo de sequência. A posição geográfica, a direção dos falhamentos e a relação com
embasamento foram obtidas através da análise variográfica direcional, de mapas geofísicos e
morfoestruturais e de dados de superfície. Nas quatro sequências tectono-sedimentares investigadas,
foram encontrados indicadores tectônicos nas fases inicial e final, com cinemática tracional e
compressional, respectivamente. A presença de uma tectônica inicializadora e outra finalizadora da
sequência indica que estes ciclos tectono-sedimentares não decorrem de variação eustática. A correlação
dos ciclos de paleotensões com movimentos flexurais e com ciclos do sistema solar mostra que, como
bacia flexural, a Bacia do Paraná constituiu um sistema geotectônico movimentado por uma sobrecarga
gravimétrica inicial, desenvolvido sob o efeito de propriedades internas, presentes em seu embasamento, e
de flutuações cíclicas do macroambiente.
ABSTRACT
The search for sinsedimentary tectonics in the Paraná Basin has been done with the
application of concepts of event and sequence analysis. The use of technics of variography, geophysical
and morphostructural maps and surface data conduce to the definition of tectonic events at the beginning
and at the end of the tectonosedimentary sequences. The geometry and the assemblages of structures show
styles representatives of extensional and compressional events respectively. The correlation of the
paleostress regimes with cycles of the solar system in the galaxy is good. The flexural basin evolution
worked out as a geotectonic system driven by an initial overload of lithosphere and evolved under the
effect of internal crustal proprieties and external cyclical variation of the solar system.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
TECTÔNICA SINSEDIMENTAR CÍCLICA NA BACIA DO PARANÁ
- CONTROLES –
I - INTRODUÇÃO
CARACTERIZAÇÃO DO PROBLEMA
A caracterização da tectônica sinsedimentar na Bacia do Paraná apresenta inúmeras
dificuldades, decorrentes da deformação relativamente intensa superposta no evento sul-atlântico do
Jurássico-Cretáceo.
O trabalho de Putzer (1954), com grande detalhe nas minas de carvão em Santa Catarina, não
foi suficiente para caracterizar uma idade sinsedimentar para as suas direções catarinense e
sul-rio-grandense. Também Freitas (1952) não conseguiu definir estruturas paleozoicas na bacia.
Os trabalhos de mapeamento geológico sistemático na bacia realizados por equipes da
Petrobrás, entre 1968 e 1972, também pouco contribuíram para a definição de tectônica sinsedimentar;
apenas estruturas regionais, como os altos flexurais, foram identificados.
No período 1972-74 foi realizado um mapeamento estrutural sistemático na parte nordeste da
bacia (Soares, 1974); incluía, em seus objetivos a identificação de crescimento sinsedimentar das
estruturas, a exemplo das estruturas tipo "supra-taenuous folds" nas bacias interiores da América do Norte.
Apesar de haver caracterizado a geometria das estruturas, a sua cinemática, especialmente o caráter
sinsedimentar, não foi identificado. A principal dificuldade foi atribuída à pequena quantidade de
deformação nos eventos de crescimento sinsedimentar em relação à quantidade de deformação
pós-sedimentar.
Falhamentos regionais como os alinhamentos de Guapiara, Rio Alonzo, São Jerônimo, Rio
Piquirí, entre outros, de direção noroeste, foram associados visualmente a variações regionais de espessura
e fácies, com em Ferreira (1982).
Um estudo detalhado de fácies e espessuras no norte do Paraná, área de Figueira, com perfis
de sondagens para prospecção de urânio e carvão, revelou falhamentos sinsedimentares com direção
nordeste (Soares e Cava, 1982).
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Nesta mesma época, 1981-1983, foi realizado um exaustivo estudo de integração de
morfo-estruturas em imagens de satélite, lineamentos magnéticos, falhamentos de superfície, na bacia e no
embasamento, e variação de espessuras na série Rio Tietê (Soares, et al. 1981, 1982a, 1982b). As técnicas
de resíduos de análise de tendência e de análise variográfica foram introduzidas para verificar
estatisticamente as direções com controle na variação de espessura. Os resultados mostraram que as
direções este-nordeste e oeste-noroeste foram as mais ativas durante a sedimentação pensilvaniana –
eopermiana. Identificaram também uma grande estrutura no centro da bacia; o Alto Paraná Central, ativo
durante a sedimentação paleozoica, com direção nordeste.
Mais recentemente, Zalán et al. (1987a) apresentaram resultados interessantes a respeito da
evolução estrutural da bacia, associando os eventos com as orogêneses andinas. Também França e Potter
(1988) identificaram feições estratigráficas no Grupo Itararé, no interior da bacia, indicadoras de tectônica
sinsedimentar. Estas feições foram associadas aos principais alinhamentos conhecidos na bacia.
Assim, de uma fase, que perdurou até a década de 70, de desconhecimento e mesmo de
negação de tectônica sinsedimentar nas bacias paleozoicas brasileiras, consideradas então estáveis,
passou-se a reconhecer de forma inegável estruturas contemporâneas à sedimentação.
Alcançou-se mesmo um estágio incipiente de expressão cartográfica das estruturas
sinsedimentares (Soares et al., 1982). A importância para a exploração de petróleo desta mudança de
concepção sobre a tectônica da bacia é algo revolucionário por comparação com bacias similares
produtoras em outros continentes. Os "trends" de campos de petróleo mais produtivos ocorrem associados
a estruturas regionais sinsedimentares (Soares, 1983). Esta importância não chegou a se refletir tão
intensivamente quanto esperado nos programas exploratórios na bacia.
No programa do Paulipetro, encerrado em 1983, a principal restrição era a credibilidade dos
métodos identificadores da tectônica, especialmente num tipo de prospecção em que a sísmica é a
ferramenta conclusiva, não fornecia resultados seguros. No programa da Petrobrás (1986-1991),
mantêm-se aparentemente as mesmas dúvidas; e a sísmica, agora com melhor resolução, é usada como
método independente para mapeamento.
As razões para esta pouca influência do conhecimento tectônico da bacia na prospecção de
petróleo parece decorrer dos problemas e dúvidas que se associam à própria concepção da tectônica da
bacia. As principais questões podem ser assim delineadas:
1. Quais são as principais direções de estruturação com cinemática sedimentar? Noroeste
(direções Médio Piquirí e Ivaí) ou nordeste (direções Pitanga e Médio Paraná)?
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2. Qual a dinâmica das direções principais? Movimento de sistema rifte, transcorrente ou
empurrão?
3. Qual o estilo da estruturação ou como a assembleia de estruturas menores está organizada
em relação à direção principal?
4. Qual a cinemática desta estruturação? Quais os períodos de atividade e com que tipo de
movimentação?
5. Onde estão situadas cartograficamente estas estruturas principais? Os indicadores de
superfície são seguros mapeadores destas estruturas, por exemplo, morfoestruturas e mapas geológicos
nos basaltos? Os métodos potenciais podem discriminar a estruturação meso-cenozóica da paleozoica?
6. Como mapear e classificar estas estruturas por métodos expeditos e de custo unitário
compatível com a extensão a ser mapeada?
7. Por último e talvez a mais importante: como estas estruturas se originaram? Qual o motor
desta tectônica? Por que se localizam nesta ou naquela posição temporal e espacial?
Chamamos a atenção para a importância deste último conjunto de questões explicativas pelo
fato de que o geólogo de exploração somente tem confiança num modelo exploratório quando é capaz de
compreender a explicação genética para o arcabouço conceitual utilizado. Por outro lado, a concepção
genética permite elaborar melhor o modelo preditivo.
As diversas incertezas associadas às informações ainda esparsas sobre a tectônica da bacia é
uma restrição ao uso da informação na exploração. O aspecto genético não é de interesse apenas dos
pesquisadores do conhecimento básico. Pode ser mais importante para aqueles do conhecimento aplicado,
por lhes dar confiança na aplicação do modelo exploratório, aumentando sua eficácia, mesmo que o
modelo genético não se revele útil por muito tempo.
Dentre as demais questões apresentadas acima, é difícil dizer o que é mais importante e o que
precisa ser resolvido primeiro. A pesquisa da resposta a uma questão interage com a de outra ou necessita
assumir outras respostas.
A primeira questão colocada pode ter diferentes respostas verdadeiras, dependendo da questão
4. Isto é, uma direção pode ter sido importante num ciclo e de menor importância noutro se a cinemática é
policíclica.
Da mesma maneira, a questão 2 pode ter mais de uma resposta verdadeira. A bacia pode ter-se
constituído com um sistema rifte (tectônica formadora) e evoluído dentro de sistemas deformadores
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diferentes. Teve a bacia do Paraná um rifte precursor, como previsto pelos modelos frequentemente
utilizados?
As questões 5 e 6 têm motivações práticas, mas dependem das respostas anteriores. Os
falhamentos noroeste (direção Ivaí), com diques associados, são facilmente mapeáveis. Porém, qual o
papel dos grandes alinhamentos noroeste na evolução estrutural da bacia?
Também as questões 6 e 7. Se as estruturas são associadas com direções de fraqueza do
embasamento, então métodos potenciais podem localizar as zonas de maior estruturação. Teria o
embasamento se comportado como blocos crustais com resposta diferencial na subsidência?
Como concepção geral, se entendermos a força propulsora da tectônica, tanto formadora como
inercial e deformadora, e a organização inicial, podemos prever a sucessão de formas assumida pela bacia
e por suas partes constituintes. Esta compreensão só pode ser buscada através de uma abordagem
sistêmica. Significa dizer que a resposta não será apenas a de um sistema mecânico ou termodinâmico,
mas uma somatória, incluindo sistemas hidráulicos, dinâmicos, geoquímicos, etc., interagindo
mutuamente e com um macro-ambiente externo. Isto é, um sistema natural, auto-organizador, que se
ajusta às flutuações de seu macro-ambiente.
OBJETIVOS
Dentro da visão sistêmica de bacia, temos que investigar sua história através de seu produto, o
registro sedimentar, considerando-o como uma resposta da dinâmica do sistema.
A reconstituição da história dos eventos e ciclos na evolução do sistema depende da atribuição
de idade às diferentes partes do registro geológico. A primeira divisão de entidades penecontemporâneas
são as sequências tectono-sedimentares, separadas por discordâncias em toda a bacia e correlatas em
diversos continentes (Sloss, 1963). Cada sequência tem estilo estrutural, organização e significado
próprios que revelam a evolução da bacia (Soares et al., 1974, 1978).
Nosso objetivo intermediário foi, em primeiro lugar, examinar internamente as sequências,
buscando indicadores de tectônica sinsedimentar ou sin-erosional, do tipo cinemático, das direções ativas,
da localização das estruturas e da sua relação com o embasamento. Em segundo lugar, como objetivo
final, desenvolver um modelo explicativo para as feições características das bacias interiores, de tal forma
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que se possam fazer modelos preditivos de feições estratigráficas e estruturas de interesse para a
exploração dos recursos acumulados neste sistema.
II – CONTEXTO PALEOGEOLÓGICO
Uma bacia sedimentar como entidade geotectônica dinâmica, tem nascimento,
desenvolvimento e morte. Deve também ser considerada como um sistema natural que se desenvolve
sobre um dos fragmentos de película viscoelástica que envolvem a geosfera. Sobre este fragmento, a placa
litosférica, existe uma distribuição relativamente heterogênea de:
(1) fluxo de calor;
(2) campo gravitacional;
(3) campo de tensões;
(4) insolação;
(5) potencial hidráulico de erosão;
(6) capacidade de transporte e dispersão de sedimentos;
(7) potencial químico para a formação de precipitados; e
(8) atividade biológica para o desenvolvimento de comunidades bióticas.
O acesso a estas informações sobre o macroambiente da Bacia do Paraná, desde seu
nascimento, no Ordoviciano, exige um trabalho de reconstituição histórica de uma extensa região do
planeta.
ARCABOUÇO GEOTECTÔNICO
As três primeiras variáveis podem ser examinadas através do arcabouço geotectônico no qual
se instalou e desenvolveu a bacia.
Na figura 1 começamos examinando a posição geográfica atual da Bacia na América do Sul.
Ao mesmo tempo podemos considerar sua posição geotectônica, num arranjo pré-Cretáceo da América do
Sul e África. As margens da bacia, especialmente na parte oriental, estão extensivamente modificadas, em
razão da erosão meso-cenozóica, consequência do soerguimento da Serra do Mar e do Arco de Ponta
Grossa.
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A ruptura continental e abertura do Atlântico Sul provocaram uma fragmentação da bacia em
seu flanco oriental, restando parte ainda preservada na costa do sudoeste africano. Paralelamente, o
extensivo campo de lavas basálticas mantém recobertos cerca de dois terços da bacia.
Figura 1. Situação geográfica e contexto geotectônico da bacia do paraná no paleozóico na América do
Sul e África.
1 - margens de blocos continentais envolvidos passivamente na colisão final brasiliana,
neoproterozóica (margens cavalgadas) – a. (craton) Amazônia; b. São francisco; c. La plata; d. Bolívia;
Paraná; f. Luiz alves; g. Kalahari; h. Congo.
2 - prismas de rochas metamórficas acrecionadas tectonicamente às margens dos blocos.
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3 - margens de blocos continentais e micro-continentes envolvidos ativamente na colisão.
4 - cinturões metamórficos paleozóicos.
5 e 6 - bacias sedimentares peri e intracontinentais.
O afloramento de rochas pré-cambrianas, muito localizadamente cambrianas a
eo-Ordovicianas, em volta da bacia, permite visualizar um arranjo preliminar do arcabouço geotectônico
que precedeu a formação da bacia. Estas associações litológicas aflorantes podem ser concebidas como
quatro principais entidades geotectônicas:
(1) cinturões de rochas metamórficas de origem sedimentar e vulcânica, de idade meso e
neoproterozoica, definindo zonas de sutura de blocos continentais pré-existentes;
(2) margens ativadas, do ponto de vista termal e magmático, de blocos continentais antigos
(eoproterozóicos e arqueanos), empurradas sobre as faixas metamórficas;
(3) margens passivas de blocos continentais cratônicos, cavalgadas pela faixas
metamórficas;
(4) faixas de transcorrência, com larga zona de milonitização e cataclase, extenso
deslocamento de blocos e intensa atividade termo-magmática.
A extensão destas entidades sob a bacia foi investigada por Soares (1988) e será objeto de
discussão adiante. O mesmo contexto pode ser concebido para os terrenos adjacentes do continente
africano.
O cinturão paleozoico de rochas dobradas e metamorfisadas da região preandina (Sierras
Pampenas) e na Patagônia setentrional (Sierras Australes), estendendo-se para o extremo sul da África
(Cape Basin), documenta uma margem continental ativa, com envolvimentos em compressão e extensão
entre o arco orogênico e o continente, até o Permiano. Estes eventos estão registrados em deformações e
atividade vulcânica nas bacias retroarco e marginais, especialmente no Neo-Ordoviciano, Eo-Carbonífero
e Neo-Permiano.
Com respeito a esta margem cratônica, pode-se verificar que a Bacia do Paraná está na
segunda linha de bacias cratônicas; a primeira é formada pelas bacias do Karroo, Chaco-Paraná, Chaco
Boreal e Beni, consideradas peri-cratônicas.
As características paleogeológicas principais assinaladas revelam que a bacia instalou-se
sobre uma litosfera termalmente jovem, por isto com elevado fluxo de calor (70-80 mWatts/m2);
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apresentava fortes descontinuidades em termos de resistência à ruptura e rigidez flexural. Esta diferença
foi herdada pela justaposição de blocos litosféricos diferencialmente soerguidos na colisão e
diferencialmente erodidos no aplainamento que precedeu a implantação da bacia.
As margens colisionais ativadas e cavalgantes devem ter sido erodidas a um nível estrutural
cerca de 10 a 15 km mais profundo que as margens passivas cavalgadas, de tal forma que expuseram
rochas de fácies granulíticas, em contraposição às sequências sedimentares preservadas nestas outras.
Esta arquitetura de blocos litosféricos, ou crustais, deixa desajustes isostáticos com grandezas
da ordem de dezenas de mgals. Isto significa a presença de sobrecargas litosféricas que deverão ser
compensadas com subsidência. Esta compensação dependerá do balanço entre o momento fletor e o
momento de inércia de resistência à flexão e ao achatamento apresentada pela placa esférica.
O momento fletor é diretamente dependente da espessura elástica efetiva na potência 3; a
espessura elástica por sua vez depende inversamente da estratificação termal, consequentemente do fluxo
de calor. A resistência ao achatamento da superfície esférica depende da extensão do arco subsidente, da
subsidência total e do estado de tensões da placa litosférica (Soares, 1978), que é manifestado nas
deformações marginais.
CONTEXTO PALEOGEOGRÁFICO
As outras variáveis (insolação, potencial hidráulico de erosão e transporte de sedimentos,
potencial químico e biológico), podem ser mais bem avaliadas a partir do mapa paleogeográfico do
Continente de Gonduana, apresentado na figura 2. A posição latitudinal, nas regiões polares, significou
uma intensidade de insolação muito baixa. Isto significou baixa energia química para o intemperismo e
para precipitação de carbonatos ou evaporitos; da mesma forma para o desenvolvimento da vida nos
mares.
Ao mesmo tempo, uma massa continental imensa com várias faixas de cinturões internos de
orogêneses recém-suturadas, representava uma área-fonte com intensa oferta de detritos. As bacias,
especialmente aquelas situadas mais próximas do centro de dispersão de detritos, em torno do polo Sul, tal
como interpretado já por Bigarella (1973), receberam uma carga de sedimentos arenosos feldspáticos, no
Eo- e Mesopaleozoico.
Comparativamente o continente de Gonduana foi um bloco continental excepcionalmente
grande na história da Terra. Seu trânsito junto à região polar a partir do neo-Ordoviciano (figura 3),
provocou profunda diferenciação climática latitudinal, resfriamento generalizado dos oceanos e
extensivas glaciações neste continente.
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Figura 2. O continente de Gonduana, à época da instalação da Bacia do Paraná e de outras grandes
bacias intra e pericratônicas.
Legenda: 1. zonas de sutura colisional neoproterozóica-eopaleozóica; 2. limite do bloco
megacontinental gondwânico; 3. limite dos cinturões orogênicos paleozoicos (a) e (b)
meso-cenozoicos (4); 5. margens de bacias pericontinentais passivas ou de antepais, paleozoicas;
6. Bacias intracratônicas; 7. zonas de rifteamento e separação mesozoica; 8. limites atuais dos
continentes emersos. A Bacia do Paraná está situada numa zona de intensa coalisão de blocos
continentais.
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Figura 3. Variação na posição paleogeográfica da Bacia do Paraná no Paleozoico, no contexto dos
paleocontinentes. A grande dimensão do continente Gonduana e sua posição latitudinal impôs
elevado suprimento de terrígenos e influência glacial na Bacia do Paraná (modif. de Escotese,
1984).
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Quando se confrontam as características sedimentológicas do preenchimento das bacias
paleozoicas do Gonduana com aquele das bacias do Laurência (América do Norte ancestral), verifica-se,
por exemplo, que a razão clástica é contrastante (figura 4), refletindo as condições climáticas e de
suprimento. O novo e glacial Continente de Gonduana fornecia grande volume de terrígenos para suas
bacias, em contraste com o antigo, pequeno e tropical continente de Laurásia.
Tal como no quaternário, fases áridas sucederam períodos glaciais. Os intervalos pós-glaciais
corresponderam a intervalos de maior aridez climática, e consequentemente maior deposição de
evaporitos, nos sítios com déficit no suprimento de terrígenos.
Esta associação parece estar relacionada com a quantidade de gás carbônico na atmosfera e
seu efeito estufa, com aquecimento e umidificação climática em dois megaciclos fanerozoicos:
Cambro-Ordoviciano quente e árido; Ordoviciano Superior a Permiano Inferior frio e úmido; Permiano
Superior a Cretáceo Inferior quente e seco; Cretáceo superior ao Presente frio e úmido.
Os picos das principais glaciações continentais ocorreram nos limites Ordoviciano-Siluriano,
Pensilvaniano-Permiano inferior e no Presente, com picos de glaciações menores no Devoniano
inferior-médio no Triássico-Jurássico e Cretáceo Superior, conformando ciclos menores. As primeiras
grandes transgressões fanerozoicas do Cambriano e Ordoviciano Inferior se defrontavam com relevos
pós-orogênicos na região da Bacia do Paraná e seus registros se restringiram às margens continentais.
A segunda grande transgressão global, um evento pós-glacial, ocorreu no início do Siluriano,
e a bacia já se delineava como entidade geodinâmica subsidente.
1 - Plataforma Russa
2 - América do Norte - parte ocidental
3 - América do Norte - parte oriental
4 - Bacia do Amazonas
5 - Bacias do Paraná e Parnaíba
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Figura 4. Comparação da variação da razão clástica no Fanerozoicos para coberturas cratônicas e
pericratônicas na América do Norte (baseado em mapas de fácies de Sloss et al., 1960),
Plataforma Russa (Runov et al. 1969) e Brasil.
A elevada razão clástica nas bacias brasileiras está associada com a dimensão da área continental
gondwânica e com a posição latitudinal.
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III – METODOLOGIA
A realização deste trabalho exigiu o desenvolvimento de uma série de procedimentos
metodológicos na análise dos dados e informações disponíveis. A avaliação da tectônica sinsedimentar em
bacias cratônicas envolve um refinamento de procedimentos de correlação estratigráfica, visando à
definição de horizontes cronocorrelatos, de forma a posicionar no tempo os processos deformadores.
A grande diversidade de variáveis envolvidas na evolução de uma bacia não pode ser motivo
para que se restrinja seu estudo ao de mecanismos e respostas setorizados. Esta é uma condição necessária,
mas não suficiente. Na compreensão da evolução tectono-sedimentar da bacia deve estar presente à
interação dos processos que se realizam em diferentes escalas no espaço e no tempo. Neste sentido, o
procedimento de aproximação e distanciamento do objeto em análise é fundamental, tal como definido por
Della Fávera (1990) como "método zoom".
Por outro lado, para captar os diferentes significados do conteúdo, organização interna e
contorno deste objeto, necessitamos de vários instrumentos e procedimentos analíticos.
Em todo o desenvolvimento metodológico, consideramos que as entidades naturais
auto-organizadoras constituem sistemas naturais (Strahler, 1980), e então a análise de sistemas se aplica.
Esta concepção sistêmica forneceu resultados animadores na resposta a uma série de questões com que o
geólogo se defronta.
ANÁLISE DE SEQUÊNCIAS
Alguns conceitos serão introduzidos nesta seção e comparados com as concepções de Vail et
al. (1977), Posamentier et al. (1988), Van Wagoner (1988) e Galloway (1989). O conceito de sequência
deposicional, eustática, foi aplicado por Della Favera (1990) na análise do sistema devoniano na Bacia do
Parnaíba. Várias restrições às concepções deste autores podem ser listadas, por exemplo, Miall (1991).
Entretanto contribuíram decisivamente para as técnicas de análise estratigráfica.
Uma das principais dificuldades teóricas e práticas na aplicação do conceito de sequência
deposicional eustática, na análise estratigráfica da Bacia do Paraná, é o caráter genético do conceito,
associado a variações eustáticas em plataforma continental moderna, em oposição ao caráter
predominantemente continental ou costeiro dos depósitos da bacia.
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Em função destas restrições e dificuldades buscamos um caminho próprio para conceituação
de sequência estratigráfica, respeitando e usando quando conveniente os conceitos de Sloss (1963); e
Soares et al. (1978) para os conceitos de sequência tectono-sedimentar, de Vail et al. (1977) para
sequência deposicional, de Van Wagoner et al. (1988) para-sequências, e de sequências de fácies (Fraser,
1989).
A abordagem que faremos é atualística e sistêmica. Conceberemos primeiro a fácies
sedimentar como uma entidade fóssil. Porém uma fácies deposicional é um corpo tridimensional que
registra uma entidade morfológica construcional (fig. 5), sob domínio de um processo sedimentar num
determinado macroambiente.
A entidade morfológica é uma feição construcional desenvolvida por "n" eventos ou episódios
similares e repetitivos de acresção vertical e/ou lateral, que são unidades sedimentares tal como ilustrado
na figura 5A.
A unidade sedimentar é formada por pulsos únicos de flutuação no transporte, suprimento e
acumulação de material sedimentar. Pode ser o resultado de um evento catastrófico de curta duração e
baixa frequência, ou de uma pausa no aporte de terrígenos, com milhares de anos de precipitação química
de chert, por exemplo, sem mudança na temperatura do fundo oceânico ou do aporte de material. O evento
catastrófico com alta energia gera uma descarga de energia no macroambiente tão elevada que demanda
um longo período de quiescência, apenas com decantação, por exemplo, para recuperar a capacidade de
gerar um novo episódio.
Assim a unidade sedimentar é o menor arranjo ordenado tridimensional de grãos. O tempo de
duração de eventos desta escala poderia ser comparado ao evento "instantâneo" de Fraser (1989),
comparativamente ao intervalo de tempo que separa esta unidade de outra, e no qual diversos eventos não
ficaram registrados.
No registro geológico, uma sucessão repetitiva de unidades sedimentares similares forma uma
fácies sedimentar, que representa a unidade morfológica construída e preservada. As dimensões de uma
entidade morfológica são variáveis, porém a observação mostra que como altura as construções arenosas
tem de 0,5 a 5 m. Estas construções definem as espessuras de construções lamíticas intercaladas. A
compactação altera em até 50% tais dimensões verticais.
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Figura 5. Ilustração diagramática do desenvolvimento do conceito de sequência gradacional, partindo da
concepção de fácies como o registro fóssil de um sistema morfológico construcional e da concepção de
sequencialidade. A. Feição Geomorfológica (Entidade): Duna, Sistema Deposicional: Erg; Província
Morfoclimática: Deserto. B. Representação da Associação de Fácies
C. Sequências de Fácies (Sf)
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A entidade morfológica é auto-organizadora, com nascimento, crescimento e morte, seguida
de preservação ou destruição. A fácies representa uma entidade total ou parcialmente preservada no
registro geológico. A escala de tempo de duração destas entidades é a do tempo de equilíbrio do sistema.
Schumm (1977) designou "steady time" esta escala de duração de sistemas geomorfológicos. Durante este
tempo de vida do sistema, a entidade sofre o efeito de mudanças periódicas e episódicas nos processos
físicos e químicos do macroambiente, e o sistema opera em torno de valores médios. Por exemplo, a duna
é construída ora com ventos fracos e areias finas, ora ventos fortes e areias médias, ora sofre deflação;
entretanto, pode permanecer com valores médios de energia.
Por outro lado, mesmo sem variação no macroambiente, o sistema pode ter alteradas suas
condições de operação em função de seu crescimento, afastando-se unidirecionalmente dos valores
médios. Uma barra de plataforma vai progressivamente aproximando-se de níveis de maior energia das
ondas, com seu crescimento, sem mudanças macroambientais.
A entidade morfológica, por ser um sistema natural tem um nascimento a partir de uma
nucleação e limite de crescimento; o tamanho crítico é aquele a partir do qual a entidade interfere no
macroambiente impedindo o próprio crescimento ou sua alimentação. Em cada instante existe uma
população de indivíduos sistêmicos, como por exemplo uma população de dunas eólicas. São indivíduos
de mesmo tipo (ou fácies) e podem conviver com uma população de indivíduos de outra espécie, como por
exemplo os "wadis" ou também os lagos (sebkhas) (fig. 5B).
Gerações de uma população podem suceder-se, empilhando os indivíduos construídos e
preservados, uns sobre os outros. Também uma população pode estar envelhecida, em decadência, e sendo
substituída pela população de outra espécie do mesmo macroambiente. Esta situação certamente revelaria
cumulativas mudanças no macroambiente.
Este conjunto unidirecional de mudanças contém o conceito de sequencialidade, que
queremos identificar na análise de sequência. Estas mudanças identificáveis nas sucessivas gerações
devem envolver um intervalo de tempo necessário para mudanças gradacionais na paisagem. A escala de
tempo deste fenômeno parece corresponder ao que Schumann (op. cit.) designou de "graded time" ou
tempo de gradação.
O conceito de evolução de populações pode ser aplicado na compreensão do caráter histórico
destas mudanças. Tal tipo de análise foi aplicada para depósitos minerais, considerando-os como sistemas
naturais, por Veizer et al. (1989).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
No exemplo considerado o macroambiente é o deserto e a população de dunas pode substituir
a população de wadis. Esta substituição será registrada pelo empilhamento de indivíduos de "n" gerações
de wadis, sendo progressivamente substituídos pelo predomínio de gerações de dunas, que por sua vez
pode ser substituída pelo domínio de populações de sebkhas ou lagoas, convivendo com dunas.
Esta mudança na relação de domínio de populações de espécies ou tipos morfológicos
diferentes reflete mudanças no macroambiente: o rebaixamento do relevo marginal, a ascensão relativa do
nível de base (freático), com subsidência ou ascensão do nível do mar maior que suprimento. Esta
mudança, multivariada porém unidirecional, é tipicamente uma concepção natural de sequencialidade
(fig. 5C). Para diferenciar tal sequência que é o registro de mudanças unidirecionais no macroambiente,
vamos designá-la sequência gradacional.
Para definir a sequencialidade necessitamos certo número de observações, ou seja, um
conjunto de gerações sucessivas de indivíduos. Podemos dizer que cinco é um número estatisticamente
razoável para definir a tendência na sucessão simples, por exemplo numa sucessão de mesmas fácies; ou
então cinco intercalações, que constituem cinco associações de fácies; ou ainda cinco sequências de fácies
no sentido de Fraser (1989).
Isto significa que uma sequência gradacional contém certo número de repetições de
associações de fácies de um mesmo macroambiente. Esta associação de fácies corresponde a um sistema
de ordem maior, o sistema sedimentar, por exemplo o sistema desértico. Tal como num ecossistema na
concepção biológica, o sistema sedimentar será formado por relações dinâmicas de troca de energia e
matéria em indivíduos de mesma população e de diferentes populações (reg, erg, sebkha). Esta concepção
de sistema dinâmico tem como resposta morfológica, no registro geológico, o sistema deposicional, tal
como é concebido na estratigrafia.
Seguindo este raciocínio pode-se admitir que uma sequência sedimentar de fácies, deve
envolver cerca de 5 a 75m de espessura, conforme abaixo, considerando 5 um número razoável de
observações para definir a tendência:
* menor: 2 fácies x 0,5m x 5 observações = 5m
* maior: 3 fácies x 5m x 5 observações = 75m
Inúmeras seções medidas na Bacia do Paraná pelo autor, inéditas (Andrade e Soares, 1970 e
1971), Soares et al. (1977) e publicadas para diferentes unidades, como Tatuí (Soares 1972), Itararé
(Soares et al., 1978), Guatá (Soares e Cava, 1982), Estrada Nova (Soares e Landim, 1973), Pirambóia e
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Botucatu (Soares, 1975), algumas exemplificadas na figura 6, mostram claramente algumas relações
dimensionais entre fáceis e sequências:
1º) fácies pelíticas tem espessuras da ordem métrica;
2º) fácies carbonática micriticas são decimétricas;
3º) fácies carbonáticas clásticas são submétricas;
4º) fácies arenosas são multimétricas;
5o) sequências sedimentares de fácies arenosas alcançam 50 a 100m;
6º) sequências sedimentares de fácies pelíticas, são comuns com 20m para extensão
regional na bacia, e 50m para distribuição generalizada;
7º) Casos de sequências em cunhas clásticas ou seções condensadas podem gerar espessuras
extremas como centenas de metros ou unidades de metros respectivamente.
O conceito de sequência como ferramenta na análise estratigráfica deve ser também um
conceito operacional. Identifica-se esta concepção desde Sloss (1963) e mais recentemente (Vail et al.,
1977), Posamentier et al. (1988) e Galloway (1989), mesmo quando se busca uma explicação genética.
Como conteúdo operacional depende da escala de observação e resolução analítica. Isto é independente
mesmo do fator preponderante na origem da sequencialidade: clima em evaporitos, variação do nível do
mar em plataformas continentais, suprimento e subsidência em bacias molássicas, etc.
Entretanto, se considerarmos o princípio de organização hierárquica dos sistemas naturais, é
possível definir uma ordem de dimensão que seja ao mesmo tempo operacional e tenha um significado
genético. A dificuldade é visível nos trabalhos do grupo da Exxon (Vail e associados): o conceito de paras
sequências e o conjunto de paras sequência exprime a ambiguidade no dimensionamento e o conceito de
ciclo de variação do nível do mar contém o significado genético "a priori" das sequências. A dimensão das
sequências e duração dos ciclos de Vail et al., mostra-se inteiramente dependente da resolução analítica.
Assim, os ciclos de mesma ordem de Vail et al. (1977) não apresentam a mesma ordem de grandeza nas
diferentes eras ou mesmo períodos geológicos.
A tendência verificável no empilhamento de associações de fácies, ou seja, um conjunto
vertical de sequências de fácies, como discutida anteriormente, para depósitos de mesma fácies
progressivamente de menor ou de maior energia, constitui uma demonstração de sequencialidade e esta
pilha define uma sequência gradacional (fig. 7A).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 6. Seções medidas em superfície (A,C,D,) e perfil litológico de sondagem, ilustrando a
aplicação do conceito de sequência gradacional. A numeração das SG's, disconformidades e
superfícies de inundação, é apenas um procedimento operacional, para fins de comparação e
correlação.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
(Legenda, cont.)
A – Seção média G. Itararé, NE – S. Paulo
B – Perfil de sondagem (PG-1-SP) Centro Leste de S. Paulo
C – Seção medida (Laranjal Paulista) Formação Tatuí e Formação Irati.
D – Seção medida (Conchas, SP). Formação S. Alta e Formação Teresina. C – Coquina S(M)I –
Superfície de (máxima) inundação; limites de sequências genéticas. D – disconformidade: limites de
sequências. Sequências sedimentares: deposicionais. declínio de energia
3.1... Número da sequência-aumento de energia.
No conceito de sequência deposicional de Vail et al. (1984) modificado por Posamentier et al.
(1988), os limites de sequências são discordâncias. Numa bacia como a do Paraná, sem talude, tais
discordâncias seriam do tipo II ou de erosão nas margens. Como as discordâncias aumentam em número
nas margens da bacia, tais sequências deveriam ser definidas nas margens, ou pelas superfícies correlatas
de "onlap" no interior.
Para ter-se um parâmetro dimensional balizador, as sequências menores de Vail et al. (1984)
ou parassequências de Van Wagoner et al. (1988) tem cerca de 50 m de espessura no Jurássico, com uma
duração média de 5 Ma, formando um ciclo eustático.
As fácies marginais da Bacia do Paraná, executadas as do flanco norte, foram removidas pela
erosão cenozóica. No interior da bacia a falta de resolução das seções sísmicas impede a caracterização
das sequências genéticas no sentido de Vail e colaboradores.
No flanco nordeste as disconformidades podem ser examinadas apenas em parte da seção
paleozoica. Tal levantamento foi feito por Soares e Landim (1973) e é revisto na figura 7.
Na sequência tectono-sedimentar neopaleozóica, quatro sequências deposicionais podem ser
identificadas. As disconformidades pré-Tatuí, pré-Irati e pré-Serra Alta separam estas sequências
deposicionais.
Na metade do grupo Itararé existe um pico transgressivo (Formação Capivari), correspondente
a uma superfície de máxima inundação (SMIP-2); outros picos ocorrem na Formação Tietê (SMIP-4), nas
formações Tatuí, Irati e nas formações Serra Alta e Teresina. Dois outros ocorrem no termo médio da
Formação Tietê e no topo do membro Taquaral da Formação Irati. Correspondem a superfícies de
"downlap" (DLS, Vail et al. 1984) ou máxima inundação (MIS, de Galloway, 1988). Entre estes picos
ocorrem superfícies erosivas ou disconformidades tipo II (de Vail e colaboradores) com erosão dos
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
depósitos marinhos rasos: na base da Formação Tietê (D2, na seção nordeste, figura 2 de Soares e Landim
op. cit. a 710 m), na base da Formação Tatuí (D3), na base do Taquaral (D4), na base da Serra Alta (com
erosão pós-Irati, D5) e pós-Teresina (D6).
Assim, três sequências e ciclos eustáticos estariam bem definidos e dois fracamente
identificados na concepção de Vail. As sequências deposicionais assim identificadas teriam espessuras
variadas: cerca de 100 m da planície aluvial basal até a base da Formação Tietê; 130 m na Formação Tatuí;
40 m na Formação Irati; mais de 150 m na Serra Alta e Teresina (Corumbataí).
No conceito de sequências genéticas de Galloway teríamos os limites das sequências nas
superfícies de máxima inundação (MIS ou DLS) e compreendendo ciclos de suprimento de terrígenos.
Neste conceito, os limites mais apropriados seriam as superfícies SMIP2 e SMIP8 (Irati).
SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS
Uma associação genética de fácies, tal como num ambiente desértico (figura 5), é o resultado
de uma associação de indivíduos sistêmicos, pequenas formas de relevo construcional; designados cada
forma com sistema construcional. A paisagem de planície aluvial de rios meandrantes, apresenta uma
sucessão de diferentes tipos de sistemas construcionais de menor energia no empilhamento e na lateral.
Neste sistema há uma sequencialidade típica, na sucessão das diferentes fácies; corresponde
aos domínios populacionais das entidades morfológicas de gerações que se sucedem: leito de canal, barra
em pontal, dique marginal "crevasse", "crevasse splay", transbordamento, baixios e lagoas. Nas
plataformas terrígenas as barras e os fundos são as feições construcionais típicas.
Tais associações de fácies correspondem, na vertical, a uma sequência de fácies diferentes
(figuras 5, 6 e 7). Esta sequência, que em três dimensões é uma associação, é concebida como o registro ou
fossilização de indivíduos ou sistemas morfológicos de diferentes populações ou tipos. As sequências de
fácies são características para diversos ambientes e sistemas (Walker, 1984); o conceito fica bem
consolidado na obra de Fraser (1989), para sequências terrígenas.
A sucessão de sequências de fácies é que pode revelar a sequencialidade na evolução do
sistema deposicional. O sistema deposicional deve ser concebido como um sistema geomorfológico, uma
entidade dinâmica, organizada, constituída daquelas entidades construcionais menores ou sistemas
construcionais, de ordem hierarquicamente inferior. O conceito de "sistema deposicional" de Fischer e
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Brown (1967) como uma assembleia de fácies, corresponde à resposta fossilizada ou produto do sistema
dinâmico.
O mesmo conceito de população e de gerações de sistemas pode ser aplicado ao sistema
deposicional. Uma população de sistemas deposicionais espacialmente e dinamicamente interligadas
constitui uma província geomorfológica. Com muita frequência a província apresenta populações de
sistemas diferentes. Assim, a província costeira pode conter uma população de sistemas deltaicos, outra de
sistemas de barreiras e lagunas, etc.
A associação lateral de fácies cogenéticas permite a identificação do sistema deposicional. A
associação vertical, pela lei de fácies de Walter, não ocorrendo uma descontinuidade, como um evento
catastrófico, permite a inferência da associação lateral e com isto a interpretação do sistema.
A sucessão de associações de fácies cogenéticas, aqui concebida como sequência gradacional,
permite analisar a evolução sequencial de um trato de sistemas deposicionais. Se esta sucessão de
associações pode ser avaliada na província geomorfológica, podemos dizer o que está ocorrendo com a
população do sistema: podemos dizer isto em termos de energia disponível no sistema ou de sua entropia.
A máxima entropia corresponde à mínima energia disponível para realizar o trabalho de transportar e
organizar a carga. Este conceito é um atributo fundamental da sequência gradacional.
Nesta concepção pode-se também identificar o estágio de desenvolvimento da população de
sistemas na província e a progressiva ou brusca substituição de uma população de sistemas por outra.
O conceito acima delineado de sequência gradacional encerra uma convergência no conteúdo
genético e operacional, e resulta da abordagem sistêmica da sedimentação. Corresponde a uma etapa na
evolução do conjunto de sistemas contemporâneos em decorrência de uma alteração unidirecional no
macroambiente de; permite incorporar os procedimentos de análise sistêmica e a investigação das
propriedades de sistemas naturais (Soares e Assine, em prep.). O intervalo de tempo associado a uma
sequência gradacional corresponde ao que conceituamos como tempo de gradação em correspondência
com o "graded time" de Schumm (1977). Isto significa um tempo necessário para que ocorra uma
mudança irreversível no conjunto de sistemas deposicionais.
A metodologia analítica como consequência da conceituação exposta permitiu a separação de
sequências sedimentares na Bacia do Paraná, com o sentido de sequência gradacional. Os limites de tais
sequências gradacionais, em alguns casos, coincide com os limites de paras sequências ou conjunto de
paras sequências, ou de sequências deposicionais no sentido de Van Wagoner et al. (1988) e, em outros,
com sequências genéticas de Galloway (1989).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
O conceito de sequência gradacional, tal como explicitado nas figuras 5, 6, 7 e 8, foi aplicado
nas diversas sequências tectono-sedimentares da Bacia do Paraná. Conceitualmente sequência
gradacional é diferente de sequência deposicional de Vail e de sequência genética de Galloway.
Entretanto, dependendo do nível de resolução, da forma de implantação da discordância ou da máxima
inundação, podem se superpor (figura 7A).
Consideremos a Formação Irati no flanco nordeste da Bacia (Assistência, Rio Claro). A base
do Membro Taquaral (figuras 6 e 7B) está sobre uma disconformidade (D4) e é, ao mesmo tempo, uma
superfície de máxima inundação (SMI-4). Em alguns locais centímetros ou metros de arenito
conglomerático separam as duas superfícies (Conglomerados Pitanga e Imbicatu). O topo da formação é
também uma superfície de erosão. Desta forma, a base da Formação Irati constitui o limite de uma
sequência nos três sentidos. No detalhe diferem na espessura do conglomerado.
A questão surge em virtude do fato de que grande parte das sequências sedimentares
correspondem a depósitos realizados acima do nível de ação das ondas (por exemplo, sistemas de planície
de maré, deltaicos e continentais).
A elevação do mar provoca erosão por ondas na planície de maré e então uma
disconformidade surge. A rápida transgressão em superfície quase horizontal retrabalha quase
instantaneamente os depósitos pré-existentes, com processos de alta energia (por exemplo os níveis L1,
L2, L3 e L4, na Formação Tatuí; de Soares, 1972b ou M, N, O na formação Teresina de Soares, 1972a).
Em consequência, a elevação do nível do mar implica aumenta de energia na sequência sedimentar,
contrariamente às sequências plataformais.
O objetivo maior na análise de sequências é a caracterização dos principais fatores primários
na evolução da bacia sedimentar: flutuação do nível do mar, tectônica da área-fonte e da bacia, e de fatores
climáticos (temperatura, umidade).
A arquitetura das sequências permite identificar níveis de correlação em toda bacia ou
marcadores de curta duração e também variações regionais e locais. Consequentemente, efeitos tectônicos
no interior da bacia podem ser mapeados. A variação no conteúdo da sequência, permite identificar
variações no suprimento, e na tectônica da área-fonte, e ainda as variações nos fatores climáticos.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
MA – Marília AD – Adamantina SA – Santo Anastácio
CA – Caiuá SG – Serra Geral BO – Botucatu
PI – Pirambóia (inf. e sup.) RR – Rio Do Rasto TE – Teresina
SA – Serra Alta AS – Assistência TQ – Taquaral
TT – Tatuí TI – Tietê CP – Capivari
Figura 7A. Diagrama espaço-tempo ou carta cronoestratigráfica no flanco Nordeste da Bacia do Paraná
(Modif. de Soares e Landim, 1973). Relação entre unidades litoestratigráficas, sequências
deposicionais (Vail), sequências estratigráficas genéticas (Galloway). D==> Disconformidade;
SMI (P ou T)==> Superfície de máxima inundação (Permiano ou Triássico). Os conceitos são
definidos pelos seus limites.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 7B. Representação diagramática da concepção de Sequência Gradacional, definida pelo seu
conteúdo litológico (mineralogia, textura e estrutura) e pela sequencialidade. Os sucessivos
níveis de sequencialidade estão presentes, desde a unidade de sedimentação centimétrica (A),
passando pelo seu empilhamento, com a formação de uma fácies métrica, o arranjo de
diferentes fácies, produzindo a sequência de fácies (B), e uma sucessão repetitiva de sequência
da fácies, compondo a sequência gradacional (C). Várias formas de relacionamento entre
sequências gradacionais (S1, S2, S3, S4 e S5), sequências deposicionais genéticas (SDG,
Galloway), sistemas deposicionais e discordâncias estão representadas em (C) e (D).
As variações verticais e laterais de sequências gradacionais, permite definir o principal
controle nesta variação (figura 8). A abrupta superposição de sequência gradacional granocrescente por
outra de mesmo padrão é indicadora de que o processo gerado foi por ascensão do nível do mar, que
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apresenta alta velocidade de mudança. Uma mudança gradativa, para sequência granodecrescente, indica
espaço gerado pela subsidência, ou seja, tectônica no interior da bacia. O balanço entre espaço gerado para
acumulação, por subsidência ou flutuação do nível do mar, e suprimento, por soerguimento das
áreas-fonte ou variação climática, pode ser investigado.
Esta técnica foi usada na análise de sequências, objetivando definir eventos de tectônica
sinsedimentar. Os resultados serão apresentados no capítulo 6.
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Figura 8. Representação do conceito de sequência degradacional progradacional e agradacional, com
referência à variação do nível de energia cinética do macroambiente (decrescente, crescente e
estável), durante o tempo de gradação (grading time); significado das relações laterais e verticais,
como reflexo das velocidades de suprimento (tectônica na área fonte), subsidência (tectônica na
bacia) e variação do nível do mar.
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ANÁLISE ESTRUTURAL
Os modelos analíticos de assembleias de estruturas apresentam-se bastante consolidados. As
estruturas tectônicas intraplaca em geral são estruturas simples, mesmo quando tem uma longa história
deformacional. O principal problema no estudo destas estruturas é a cobertura por depósitos mais recentes
e menos deformados.
As estruturas geradas em bacias cratônicas são induzidas por movimentos que envolvem o
embasamento rígido. Isto é uma característica generalizada de estruturas de interesse tectônico e
exploratório (Soares, 1983). Apesar de apresentarem grande extensão, são estruturas com deformação
pequena.
Falhamentos com pequenos deslocamentos são as feições mais frequentes. Sobre estes
falhamentos ocorrem estruturas tipo cobertura "drappe". O falhamento progride para cima através de um
leque de fraturas, ao longo dos quais são acomodados os deslocamentos. Este leque de fraturas pode ainda
progredir para cima, transformando-se em flexura, de tal forma que nos níveis mais superficiais, o rejeito
total é compensado nesta flexura.
Os modelos geométricos de falhamentos, com suas estruturas, são bastante conhecidos.
Entretanto, a cinemática no desenvolvimento destas estruturas, bem como a energia motora desta
deformação permanece uma incógnita. Muitos preconceitos e modismos se misturam na investigação
destas feições estruturais. Durante muitos anos a ideia de estruturas passivas, tipo altos topográficos
soterrados, esteve presente. Posteriormente, no Brasil, predominou a cultura de falhas de gravidade
associadas a uma tectônica de reativação de plataforma.
Em 1974, chamamos a atenção para o fato de que as estruturas da Bacia do Paraná
correspondiam a um encurtamento de cobertura e de seu embasamento. Mais, que as falhas encontradas
eram subverticais, sendo várias com rejeitos mergulho acima (Soares, 1974). Em 1981, em decorrência do
estudo da evolução geométrica de bacias intracratônicas, aplicado às bacias do Paraná e Amazonas,
concluimos que falhas compressionais deviam predominar na história destas bacias (Soares, 1981).
A investigação de estruturas em superfície nas áreas de basalto, em 1981-83, revelaram que a
maior parte das microestruturas era indicadora de tectônica compressional (Soares et al., 1981). Os
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
estudos mais recentes de tensões intraplaca acumularam evidências de sítios compressionais, com
predomínio das tensões máximas e mínimas no plano horizontal (Gay, 1980), para níveis de poucos
quilômetros de profundidade.
O principal modelo deformacional que se ajusta às observações em áreas intracratônicas é o de
transcorrências de pequenos deslocamentos. Esta movimentação lateral de blocos no embasamento,
fratura, desloca e corruga a cobertura, numa faixa tão larga quanto à espessura da zona rúptil na litosfera.
As direções mais próximas ao máximo cisalhamento sofrem maior deformação, tanto no caso de
compressão como de distensão.
Dobras escalonadas suaves, sob a forma de domos elípticos, mais ou menos alongados em
função do deslocamento lateral no embasamento, se desenvolvem sobre, ou ao lado, da zona de
transcorrência, com eixos oblíquos entre 20o e 45
o. Fraturamentos sintéticos, antitéticos e distensionais se
desenvolvem, tal como previsto em inúmeros modelos.
Este modelo de assembleia de estruturas é o mais ajustado hoje para o estilo de estruturação
observado. Entretanto, o estiramento generalizado da litosfera continental também é um fenômeno
perfeitamente documentado no presente e no registro geológico de várias épocas no passado. O modelo de
rifteamento precursor em bacias intracratônicas ainda permanece com forte apelo, na falta de uma
explicação mais consistente para a subsidência do interior das placas litosféricas. Em decorrência, o
modelo de tectônica de rifte poderia estar presente na fase inicial da história da bacia.
No decorrer da investigação tectônica veremos que em ambos os sistemas deformacionais, as
estruturas presentes na bacia são de pequenos deslocamentos, embora se desenvolvam sobre grandes
extensões.
Os trabalhos relatados neste texto juntam os resultados de um longo período de investigações
estruturais na Bacia do Paraná, reavaliados de forma integrada. Desta forma, os procedimentos analíticos
envolveram:
1. análise morfoestrutural, desde o regional, na escala 1:250.000, até o detalhe, na escala
1:25.000. Alguns resultados destes trabalhos foram publicados (Soares et al. 1981;1982).
2. mapeamento geológico-estrutural, com contorno em horizontes guia e em
horizontes fantasmas nos basaltos;
3. análise de fraturas, especialmente na região Pitanga-Cândido de Abreu-Quatiguá
(Nogueira Fº, in Soares, 1991), visando definir a cinemática das falhas;
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4. análise de mapas e perfis aeromagnéticos, com traçado de elementos estruturais
(lineamentos, zonas homólogas, etc.), e interpretação de direção e mergulho de falhas
profundas (Constantino, in Soares, 1991);
5. análise sismo-estrutural, em seções sísmicas cedidas pelo consórcio Paulipetro e pela
Petrobrás, especialmente nas zonas de maior estruturação, visando definir a geometria das
estruturas em corte;
6. análise de mapa gravimétrico, com os mesmos procedimentos analíticos da análise
morfoestrutural, visando definir a organização dos blocos crustais sob a bacia.
7. análise estatística da distribuição regional de elementos incompatíveis nos basaltos
(Baggio, in Soares, 1991), visando identificar províncias litosféricas diferentes nos blocos
do embasamento;
8. análise variográfica de espessuras visando definir controles estruturais na sedimentação
(Soares, 1988).
Também aqui está subjacente o paradigma de que as estruturas presentes em qualquer região
constituem sistemas naturais auto-organizadores, desempenhando uma função de transferência de matéria
e energia mecânica, em desequilíbrio no macroambiente. Diversas ordens hierárquicas são consideradas: a
da microfratura do cristal, a fratura da rocha, a da falha multiestratal, até a da megafalha litosférica, em
deformações descontínuas. As falhas multiestratais constituem os sistemas individuais básicos, objetos da
geologia.
Desta forma, quando nos referimos a sistema de transcorrência, estamos associando já uma
população de falhas de rejeito direcional e de mergulho e dobras escalonadas, cuja organização espacial e
dinâmica estão inteiramente interdependentes. Esta é a principal razão pela qual o estudo de uma
população de fraturas pode revelar a organização e dinâmica do sistema ao qual elas pertencem. Ou,
reconhecendo-se o sistema, prever a distribuição e dinâmica dos seus componentes.
Não devemos proceder à investigação das estruturas dentro da análise sistêmica, apenas
deixando registrado esta concepção de estruturas geológicas, como o registro fóssil de partes de um
sistema dinâmico deformacional.
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BASE DE DADOS
A principal base de dados para análise de bacias terrestres continua sendo constituída por
perfis litológicos e geofísicos de poços, devido a pouca resolução da sísmica. As seções sísmicas tem
função especial na análise estrutural. Outros documentos geofísicos, como aeromagnetometria, são
importante fonte de dados para análise estrutural. Cartas gravimétricas são ainda muito pouco
informativas na região da bacia. Mapas geológicos de superfície, perfis litológicos e seções geológicas de
campo constituem documentação imprescindível, numa bacia com extensa faixa aflorante como a do
Paraná. A base de dados utilizada será revista sumariamente.
1. Perfis de poços para petróleo
Constituem a melhor base de informações sobre a bacia. Entretanto, são em pequeno número,
considerando a extensão da bacia, e estão concentrados no flanco sudeste. O flanco oeste apresenta uma
carência comprometedora, especialmente para as unidades inferiores. Na parte central também o número
de sondagens é francamente insatisfatória. Isto representa uma restrição à definição da geometria da bacia.
Todos os poços em forma de perfis compostos e de listagem de dados litológicos por poço,
foram investigados para o desenvolvimento das ideias e consolidação de resultados apresentados neste
trabalho. Nos últimos três anos, esta análise centrou-se sobre seções que atravessam importantes
estruturas da bacia.
2. Perfis de furos para carvão, urânio e água
Existe uma disponibilidade relativamente grande de perfis litológicos e geofísicos de furos
realizados para prospecção e pesquisa de carvão em toda a borda leste da bacia, na maioria realizados para
o Departamento Nacional de Produção Mineral, mas também de empresas estatais e privadas.
Nas regiões carboníferas, a densidade de informações é relativamente grande, e tem sido
objeto de estudos integrados por vários pesquisadores, como por exemplo, Cava (1986) no Estado do
Paraná e Aborrage e Lopes (1986) para toda a borda leste.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Os furos para pesquisa de urânio estão concentrados na parte norte do Estado do Paraná,
permitindo estudo detalhado de fácies (Saad e Morrone, 1971) e de estruturas.
Dados de sondagens para água subterrânea são abundantes no Estado de São Paulo,
disponíveis no Departamento de Águas e Energia Elétrica, especialmente na área de cobertura do Grupo
Bauru. Estes dados foram utilizados em várias investigações tanto de fácies como de estruturas
pós-basalto.
3. Mapas Geológicos
A cartografia geológica da bacia, tal como é apresentada hoje resulta de programas expeditos
de reconhecimento regional, com mapeamento essencialmente fotogeológico na faixa de afloramentos de
rochas sedimentares: Tommasi e Roncaratti (1971), no sul de S. Catarina e Rio Grande do Sul; Guazelli e
Feijó (1971), em Santa Catarina; Andrade e Soares (1970), no Paraná; Vieira e Maingue (1972), no norte
do Paraná e sudeste de São Paulo; Andrade e Soares (1971) no centro-leste de São Paulo; Soares e Landim
(1973) no nordeste de São Paulo; Gonçalves e Schneider (1971) no Mato Grosso.
Soares et al. (1974), Landim e Soares (1974) e Suguio et al. (1977), Soares et al. (1978),
relataram programas semelhantes no interior do Estado de São Paulo.
Constituíram uma inegável contribuição ao conhecimento geológico regional, pois até hoje
continuam sendo os mapas-base para compilações geológicas (DNPM, 1985); Mineropar (1989). Apesar
de pioneiros, são mapas muito pobres em informações geológicas, quando confrontados com a
necessidade atual e com a disponibilidade de conceitos na moderna geologia.
A grande falta de que se ressente nestes mapas é a sua deficiência na caracterização estrutural
da região. Isto representa um vazio no conhecimento geológico da bacia.
4. Mapas Morfoestruturais
Estes mapas na escala 1:500.000 fazem parte de um extensivo estudo em convênio IPT-INPE
para o consórcio CESP-IPT. Além do traçado dos elementos morfoestruturais em imagens de satélite
(Landsat III) e radar (Radambrasil), foi feita uma integração com dados de geologia de superfície. Os
resultados destes trabalhos, incluindo os mapas finais estão em Soares et al. (1982a).
5. Mapas Aeromagnéticos
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
São mapas na escala 1.50.000 (Projeto Rio Iguaçu) obtidos para o Consórcio CESP-IPT, com
curvas de contorno de campo total.
6. Seções Sísmicas
As seções sísmicas utilizadas resultam de dados adquiridos e processados para o Consórcio
CESP-IPT. Restringiu-se ao trabalho com seções na área de Cândido de Abreu, Chapéu do Sol,
Laranjeiras do Sul, buscando investigar a geometria em corte das estruturas. Constituem seções de baixa
resolução. Atualmente estão sendo obtidas seções de qualidade resolutiva muito boa, porém não
chegamos a utilizá-las.
IV – ARCABOUÇO ESTRUTURAL
BLOCOS LITOSFÉRICOS
O mapa gravimétrico do continente sulamericano (DMAAC, 1977) foi analisado com vistas a
se detectar uma compartimentação litosférica de blocos. As suturas entre estes blocos são marcadas por
anomalias e descontinuidades com grande comprimento de onda, nos valores Bouguer. A região de
interesse com os contornos gravimétricos é apresentada na figura 9a.
Os principais elementos de análise para fins de interpretação estrutural são os arranjos
morfoestruturais do relevo gravimétrico:
1o. brusca flexão com concentração de curvas – traços de importantes
descontinuidades, com separação lateral de blocos;
2o. faixa com concentração de curvas (modificação no gradiente) traço de importantes
descontinuidades com separação na vertical de blocos.
3o. eixos de anomalias positivas ou negativas – traço de zonas sobrelevadas ou abatidas
do embasamento crustal.
Estes elementos foram traçados, com base apenas em suas formas geométricas, sem presunção
de significado geológico ou geofísico (fig. 9b). Em segundo lugar, desconsideramos aquelas anomalias
que poderiam ser explicadas apenas pelo efeito do relevo orográfico retirado na correção Bouguer.
A interpretação geológica destas relações implica fundamentalmente em atribuir idade para as
entidades mapeadas. Se os eventos mais jovens de mais fácil identificação geológica não explicam as
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
feições, vamos sucessivamente atribuindo a sua existência a eventos mais antigos. Fazemos então uso da
informação geológica disponível, associando-as coerentemente às feições.
O mapa analítico gerado mostra boa correspondência com alguns elementos conhecidos: o
baixo gravimétrico associado à faixa Espinhaço; o alto gravimétrico na parte centro-oeste da bacia,
coincidente com o eixo de maior espessuras dos basaltos; o baixo associado com a região das bacias
marginais deformadas pré-andinas, com deslocamentos oblíquos em falhamentos nordeste.
A interpretação geológica apresentada na figura 9c mostra os principais megablocos
estruturais. Em primeiro lugar, consideremos as faixas marginais neoproterozóicas, empurradas sobre o
continente, na Serra Pampeana Boreal e Meridional (conforme Ramos, 1988). Aí entre duas frentes de
empurrão paleozóicas ocorrem rochas de idade vendiana, deformadas e intrudidas por granitos, com
indicações de vergência para leste (Salfiti et al., 1974).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 9. A – Mapa Gravimétrico Bouguer da América do Sul, parcial, segundo DMAAC (1977;
contornos em 100 50 40 30 20 10 0 –10 –20 –30 –40 –50 –100 –200 ... mgal);
B – Mapa de análise morfológica dos contornos:
1-gradiantes anômalos; 2-alinhamentos com separação de gradientes anômalos; 3-eixos de
anomalias negativas; 4-eixos de anomalias positivas; 5-zona de maior espessura conhecida
de basaltos da Bacia do Paraná; 6-limite de afloramentos da Bacia do Paraná.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
C – Interpretação estrutural e geotectônica:
1-cinturões de transcorrência; 2-limites indefinidos de blocos; 3-margens cavalgantes de
blocos litosféricos na colisão neoproterozóica; 4-faixas de acresção metamórficas;
5-limites de maior espessura crustal; 6-bacias de foreland vendianas; 7-aulacógenos ou
faixas de dobramento; 8-mergulho da sutura; 9-espessamento crustal paleozóico e
mesozoico.
A ligação entre a faixa pampeana meridional, constituída por rochas metamórficas
neoproterozóicas, com a faixa Paraguai é uma possibilidade que está sob investigação. Um aspecto
interessante que se ressalta no mapa é a anomalia oblíqua nordeste que cruza a parte noroeste da Bacia do
Paraná e se alinha com o deslocamento na faixa andina. Baldis et al. (1990) já ressaltaram a propagação de
algumas estruturas nordeste, desde a Precordilheira Argentina, pelo interior do continente de Gonduana.
Outra importante anomalia oblíqua atravessa a bacia e se estende até outro deslocamento
preandino, passando pelo ponto de coordenadas 60 e 30 S.
Tais descontinuidades litosféricas podem ter tido papel importante na organização geométrica
da Bacia do Paraná e em sua evolução, constituindo as principais zonas de concentração de tensões
transmitidas para o interior do cráton, a partir de suas margens.
Em segundo lugar, chama a atenção à faixa de baixos gravimétricos na faixa centro-leste da
bacia. Esta faixa coincide com uma zona de sutura litosférica por nós interpretada a partir de dados de
subsuperfície na bacia e superfície no embasamento aflorante (Soares, 1988).
Um terceiro aspecto bastante notável é a zona de altos gravimétricos na parte sudoeste da
bacia, em parte se sobrepondo ao Arco de Assunção e se estendendo ao oeste do Rio Grande do Sul. No
mapa da figura 9c a letra B chama a atenção para uma possível ligação do cinturão Paraguai-Araguaia com
a Faixa Brasiliana do Rio Grande do Sul, semelhante ao que foi sugerido por Ramos (1988), apesar de
considerarmos esta ligação altamente improvável por não mostrar indícios no Uruguai, onde estaria
aflorante.
O arcabouço de blocos crustais sob a bacia fica então definido por uma faixa metamórfica
neoproterozóica a sudeste e noroeste, um bloco cratônico central e falhamentos nordeste.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
O EMBASAMENTO DA BACIA
O embasamento da Bacia do Paraná está constituído por uma série de blocos que foram
soldados no processo colisional brasiliano. Faixas metamórficas com elevada deformação, embutidas
entre faixas crustais intensamente envolvidas em processos magmáticos, e margens cratônicas
preservadas de fenômenos termais, marcam estas zonas de sutura. O intenso encurtamento presente nas
supracrustais metamórficas, revelam um encurtamento superior a 70% nas faixas Porongos, Tijucas,
Apiaí, Uruaçu e Paraguai, nos flancos expostos da bacia.
Em alguns casos, reentrâncias e saliências nas bordas dos blocos em colisão, provocaram
ajustes laterais através de sistemas de transcorrência (Soares, 1988; Soares et al. 1990), como o sistema
costeiro Cubatão-Caucaia-Lancinha-Serra do Mar, o sistema interior Jacutinga-Incofidentes-Ouro Fino e
o sistema sulino Major Gercino-Canguçu.
As faixas Porongos e Tijucas (cinturão Dom Feliciano), Apiaí (cinturão Ribeira), Paraguai
(cinturão Paraguai-Araguaia), visivelmente se estendem sob a Bacia do Paraná. Da mesma forma as falhas
transcorrentes. Disto emergem várias questões: Como estes elementos megaestruturais se interrelacionam
no espaço sob a bacia, no sentido de compensar os movimentos de convergência litosférica, que eles
mostram em suas faixas aflorantes? Quais são seus posicionamentos espaciais, direções e mergulhos?
A abordagem deste problema exige uma integração de dados provenientes de várias áreas de
conhecimento e diversos métodos, no sentido de restringir as possibilidades e chegar a respostas mais
prováveis.
Diversos autores definiram certas relações entre a bacia e seu embasamento: a geometria em
planta (Almeida, 1980), faixas morfoestruturais, magnéticas e estruturação sinsedimentar, (Soares, et al.,
1982), províncias geocronológicas (Cordani et al., 1984) lineamentos e falhamentos (Zalán et al., 1987).
A integração de dados e informações oriundas de diversas fontes, foi apresentada por Soares
(1988) e é revista brevemente aqui, na figura 10. Algumas importantes dúvidas são discutidas a seguir. O
mapa da figura 11 contém os principais elementos de referência para a discussão.
O mapa contém uma síntese dos principais lineamentos estruturais com história tectônica
reconhecida. A terminologia adotada é a mesma de Soares et al. (1982). Não foi adotada a terminologia de
Zalán et al. (1987a) em virtude da dificuldade de se determinar a identidade dos mesmos. Estes
lineamentos representam na verdade, largas faixas estruturais, com até 30 km de largura.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 10. Principais elementos estruturais e blocos litosféricos formadores do Embasamento da Bacia do
Paraná (modif. de Soares, 1988):
1-arcos magmáticos; 2-limite e mergulho da zona de sutura, bloco superior; 3-faixas
metamórficas de acresção; 4-(a) bacias de foreland vendianas e (b) riftes pós-orogênicos, com
vulcanismo; 5-limite aflorante da Bacia do Paraná; 6-Poço para petróleo (algumas referências);
7-limite crustal América do Sul África.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 11. Localização dos principais lineamentos e poços usados e discutidos no texto.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Desta forma, estes grandes lineamentos são o reflexo morfológico de uma população
organizada em série de lineamentos menores em sucessivas ordens de grandeza hierárquica, até o pequeno
feixe de fraturas na rocha. Quase todos os lineamentos traçados no mapa, nas direções médio Ivaí e Piquirí
correspondem a lineamentos magnéticos de pequeno comprimento de onda, ou de fonte rasa, com diques
de diabásio associados. As direções Pitanga correspondem a largas faixas, anomalias fracas com grande
comprimento de onda (30 Km), o que significa fonte profunda, devendo corresponder a feições do
embasamento. Uma aproximação maior do conteúdo destes lineamentos será apresentada na parte de
tectônica.
As litologias principais de rochas consideradas do embasamento da bacia também são
apresentadas junto aos poços em que foram cortadas. As faixas de sutura estão inferidas sob a bacia,
correspondendo à borda do bloco cavalgante e do cinturão metamórfico.
1o. A continuidade da Faixa Paraguai sob a Bacia
Na discussão sobre o arcabouço estrutural, chamamos a atenção para os principais blocos que
compõem o embasamento e em especial para as duas alternativas de ligação da Faixa Paraguai-Araguaia
para sul: ligação com a faixa Pampeana Ocidental, sob o Chaco Boreal, ou com o cinturão Dom Feliciano,
faixa Porongos, sob a Bacia do Paraná.
A primeira alternativa, apontada por Soares (1988), implica em que o bloco Paraná tenha
continuidade com o La Plata, sob a Bacia. A segunda foi indicada por Ramos (1988), mostra o bloco
Paraná separado do La Plata por falhamento de transcorrência, pela qual a faixa Paraguai se ligaria com o
cinturão Dom Feliciano, no Uruguai.
A definição da posição geográfica desta descontinuidade litosférica tem grande importância
na compreensão da evolução e mesmo na predição de estruturas sob a bacia. Os dados sobre o
embasamento são ainda insuficientes para uma conclusão consistente. O mapa gravimétrico continental
apresentado na figura 5a é muito pobre em resolução para apresentar argumentos satisfatórios. Elementos
lineares de anomalia gravimétrica aparecem tanto em favor de uma como de outra alternativa.
A forte anomalia de gradiente, na margem oeste da bacia, junto ao arco de Assunção, se
estendendo para sul e sul-sudeste, até o Rio Grande do Sul poderia representar a ligação com a faixa
Ribeira e Porongos, ou ser um elemento estrutural posterior, associado à própria evolução da bacia.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
A fraca anomalia oblíqua a norte de Assunção poderia representar a ligação com a faixa
Pampeana, ou ser um falhamento da margem para o interior do bloco.
Da mesma forma que a faixa Paraguai-Araguaia, a faixa Pampeana Oriental deve ter
continuidade, para que o encurtamento crustal associado possa ser compensado lateralmente. A
transcorrência constitui este meio de compensação onde uma faixa de convergência fica descontínua.
Nas figuras 9 e 10, mantemos o falhamento transcorrente entre Assunção e Cuiabá Paulista
(CB), como o meio de ligação entre as duas faixas. A região por onde passa o falhamento é inteiramente
coberto por rochas fanerozóicas, na maior parte cenozóicas.
Antes de esta hipótese ser considerada, haviam sido mapeadas, no interior da bacia, sobre
rochas mesozoicas, por elementos morfoestruturais e magnéticos, duas faixas estruturais principais, com
direção N50-60E (fig. 11): mais a sul, designada PT-5 (Soares et al., 1983), situa-se no noroeste do Estado
do Paraná, entre os furos de Altônia (AN-1-PR) e Rio Ivaí (RI-1-PR). Em paralelo com esta, ocorre a faixa
PT-6, cerca de 50 Km a norte, passando no sudoeste paulista, próximo a Presidente Prudente, e se estende
em direção ao furo ASU-1 (Paraguai), com traço sobre trecho do rio Iguatemi.
Esta faixa estrutural PT-6 separa os dois núcleos de rochas precambrianas no Paraguai: Apa, a
norte, e Tebiquari, a sul. Estes dois núcleos apresentam entidades litológicas e estruturais que os
caracterizam como terrenos com diferente evolução: cobertura de margem cratônica no vendiano (Grupo
Corumbá) no norte, em contraposição a granitogênese e vulcânicas a sul. Estas características indicam
distintos posicionamentos em relação a uma zona de convergência. Estas diferenças, embora indicativas
da translação lateral direita da faixa Paraguai, não são suficientes para indicar uma continuidade para
sudoeste e ao invés de para sudeste.
As diferenças geológicas a norte e sul, também na faixa de afloramentos da cobertura
Fanerozóico, são significativas em termos de evolução histórica diferenciada:
1o. A sequência ordovicio-siluriana, bem exposta a sul (grupos Caacupé e Itacurubi),
não aflora a norte;
2o. O Grupo Cerro Corá (Neocarbonífero e Eopermiano) apresenta faciologia
diferente: pelítico e diamictítico cinzento, com pequenas espessuras, a sul (Fm.
Coronel Oviedo), e arenoso e avermelhado (Fm. Aquidaban) a norte;
3o. O pacote meso e neopermiano (Fm. Independência) ocorre somente a sul.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Esta zona onde ocorrem tão fortes mudanças, no Paraguai, uma faixa N60-70E com cerca de
50 km de largura, passando entre Assunção-Salto Guaira e Rosário-Iguatemi, é uma consistente hipótese,
pelo menos, para posicionar uma descontinuidade crustal ou litosférica para compensação, ou mesmo
continuidade, das deformações precambrianas entre o cinturão Paraguai e a faixa Pampeana Oriental.
2o. A continuidade da Faixa Apiaí
Uma outra questão que surge, diante da concepção de blocos do embasamento, apresentada
nas figuras 8c e 9, é a continuidade da faixa Apiaí, no sudeste da bacia. Esta faixa é considerada como uma
bacia de retroarco deformada, do ciclo brasiliano (Soares, 1987). O arco está representado pelo conjunto
de complexos batolíticos, tipo Cunhaporanga, Três Córregos e Agudos Grandes, com direção de
alojamento N20-30E. Neste caso, deve existir, a oeste do Cunhaporanga, uma faixa de sutura entre o bloco
Joinville e o bloco Paraná, sob a bacia do Paraná.
As rochas de embasamento cortadas por sondagens da Petrobrás e Paulipetro e as informações
geocronológicas apresentadas por Condani et al. (1984), mostram boa consistência com esta hipótese de
sutura no embasamento da bacia apresentada por Soares (1987-1988).
Rochas metamórficas de grau médio e baixo ocorrem em uma faixa N10-20E (RCH-1-SC,
RD-1-RS, AL-1-SC, CS-1-PR, MO-1-PR). Esta faixa está ao lado de outra formada por rochas graníticas,
no nordeste do Rio Grande do Sul e leste de Santa Catarina (MR-1-RS, SJ-1-SC, PU-1-SC, etc), com
idades convencionais Rb-Sr e K-Ar indicadoras do ciclo brasiliano.
A faixa Apiaí é extremamente deformada pelas falhas transcorrentes, posteriores à tectônica
de cavalgamento (Soares, 1987; Fiori, 1991; Fassbinder, 1990; Sadowsky, 1991), com transporte lateral
direito, dos arcos magmáticos, por centenas de quilômetros. A granitogênese típica de arco magmático da
região ocorre sistematicamente a sudeste destes falhamentos e da faixa metamórfica, indica que o bloco
Curitiba-Joinville cavalgou sobre o bloco central ou Paraná, deixando embutida entre eles, a faixa
metamórfica referida acima, que aflora no escudo Sulriograndense.
No interior da bacia, esta faixa é interceptada a norte por um pressuposto cinturão de
transcorrência, que se prolonga no sistema de falhamentos de Jacutinga (Soares et al. 1982; Soares, 1988).
Diversos argumentos podem ser levantados a favor desta proposição: anomalias magnéticas de fonte
profunda, anomalias gravimétricas, distribuição das litologias do embasamento, etc.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
O mapa gravimétrico continental da figura 9a, sua análise (9b) e interpretação (9c), mostram
um baixo gravimétrico, arqueado, côncavo para leste, na parte centro-ocidental da bacia, que corresponde
à resposta geofísica desta zona de sutura.
Mapas geofísicos regionais, porém mais detalhados (Mantovani et al. 1989) revelam baixos
gravimétricos Bouguer, descontínuos, acompanhando esta faixa.
Também os mapas magnéticos revelam faixas anômalas com grande comprimento de onda
(10-20 km), com direção nordeste. Um exemplo destas faixas anômalas aparece bem na região de Cândido
de Abreu, no Paraná, porém será discutido posteriormente, no exame da influência desta megaestrutura na
evolução da bacia.
3o. Bloco Paraná: os basaltos como indicadores
Outro argumento investigado e de interesse na divisão de províncias ou blocos no interior da
bacia é o comportamento geoquímico dos basaltos da bacia. Como os basaltos são o resultado de fusão do
manto litosférico, ou mesmo crosta inferior, poderiam apresentar assinaturas diferentes se originados por
fusão de blocos diferentes.
O argumento foi investigado com mais detalhe (Baggio, in Soares, 1991), a partir dos dados
geoquímicos fornecidos por A.J.R. Nardy (1990, com. escr.). Bellieni et al. (1984) definiram duas
províncias distintas geoquimicamente de basaltos na Bacia do Paraná: basaltos alto e baixo-TiO2, com
distribuição, respectivamente, a Nordeste e Sudeste na bacia.
Aqueles autores consideraram o Arco de Ponta Grossa como o elemento possivelmente
separador das duas províncias.
Entretanto diversos autores consideram que províncias discriminadas por baixo e alto Ti
(Bellieni et al., 1986; Correia e Girardi, 1989) correspondem a mantos de composição diferente. Em razão
disto, a presença de dois blocos litosféricos, separados pela zona de sutura na parte centro-ocidental da
bacia, poderia ser detectada pela distribuição dos basaltos Ati e Bti.
Para avaliar imparcialmente a direção e posicionamento da zona de discriminação das duas
províncias, utilizamos o procedimento de análise de tendência dos dados de Ti, Zr e Y. Utilizamos apenas
os resultados obtidos em basaltos, discriminados pelo seu teor de sílica. Como para vários furos para
petróleo, foram feitas determinações em diversos níveis da Formação Serra Geral, e como a distribuição
dos dados é muito heterogênea em densidade, procedemos a uma regularização dos dados: para cada bloco
de 1o x 1
o , calculamos as médias dos teores de todas as análises de basaltos e posicionamos o dado no
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
centro da cela. A análise de tendência foi realizada sobre esta base de 54 valores de médias, resultantes de
354 resultados analíticos.
Os resultados são apresentados nas figuras 12, 13a, 13b e 14. Na figura 12 verifica-se o bom
ajuste das curvas de tendência de Ti, com as margens conhecidas do Bloco Paraná, junto às faixas do
Paraguai, Uruacú-Brasília, Apiaí e Tijucas. A superfície de 4o grau explica bem a distribuição geográfica
dos valores, 74,4%. O Bloco Paraná aparece bem caracterizado como o bloco litosférico com manto
enriquecido em Ti.
Apesar do bom ajuste com a hipótese de um bloco litosférico diferenciado sob a bacia, duas
questões permanecem: a continuação da faixa Paraguai para sul, aparentemente não corresponde a
deslocamento nas linhas de tendência e, segundo, a borda sudeste do bloco não se mostra claramente.
A região sudeste da bacia é a que apresenta mais dados, em razão disto vamos examinar com
maior aproximação. Na figura 13a, o mapa de grau 2 reforça a importância da estruturação transcorrente
na delimitação do bloco. Quando se retira o efeito dos altos valores atribuídos ao bloco Paraná, tratando-se
os resíduas da superfície de 1o , com uma superfície de 2
o , verifica-se novamente a grande influência da
direção nordeste. As curvas aparecem quase coincidentes com os lineamentos que são transcorrências no
embasamento aflorante. Usando-se o Zr, obtém-se praticamente os mesmos resultados do Ti, como pode
ser visto na figura 14.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 12. Distribuição dos teores de TiO2 nos basaltos da Bacia do Paraná ajustados por uma
superfície de 4o grau. O bloco Paraná se caracteriza por apresentar altos valores de Ti nos
basaltos.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 13 A. Correlação do limite basaltos Alto Ti x Baixo Ti com o cinturão de Transcorrência do
sudeste, PT 3 (F. Jacutinga), PT 2 (F. Taxaquara), PT 1 (F. Lancinha-Cubatão), PT 10 (F.
Guaraqueçaba), PT 11 (F. Perimbó), PT 12 (F. M. Gercino).
PÁGINA 48
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 13 B. Distribuição dos resíduos dos valores de TiO2 em superfície de tendência de grau 2, sobre os
valores calculados na superfície de grau 1. Notar o ajuste SW-NE.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 14. Superfície de tendência sobre os valores de Zr, grau 2 mostrando altos valores no bloco Paraná
e limite NE-SW para o bloco.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
É interessante notar que nenhum destes mapas de elementos incompatíveis delineia uma
margem sudeste para o bloco, com direção N20-30E, que ligue a Faixa Apiaí à Faixa Porongos no Rio
Grande do Sul. Deve ser ressaltado que na parte sudoeste da área examinada, os dados são muito esparsos,
de tal forma que as curvas sofrem uma influência muito forte dos dados de sudeste, situados sobre a zona
de intensa transcorrência.
As informações examinadas permitem concluir que a distribuição de Basaltos ATi e BTi é
condicionada por blocos litosféricos, com um limite bem definido NE-SW, correspondente à zona de
transcorrências do Sudeste, delimitando claramente o Bloco Paraná.
V – A SEDIMENTAÇÃO E A TECTÔNICA
Neste capítulo vamos relatar os resultados da investigação efetuada no registro sedimentar da
Bacia do Paraná. O principal objetivo desta análise foi a identificação de indicadores de tectônica
sinsedimentar : o tipo de tectônica, atuando em que tempo, em situação geográfica, de que forma afetando
a bacia, e quais as possíveis causas. O que, quando, onde, como e por que, constituem as principais
questões que vamos discutir.
Restringiremos-nos ao objetivo principal que é a avaliação do papel desempenhado pela
tectônica. Desta forma, os sistemas deposicionais, o estilo do preenchimento, a paleogeografia, não serão
examinados.
Devemos ter em mente que os dados são ainda limitados e muitos conceitos geológicos são
fracamente estabelecidos em análise tectônica de bacias. Consequentemente, tivemos de explorar ao
máximo algumas feições do registro sedimentar e certamente incluir uma carga elevada de inferências,
que nem sempre foram claramente identificadas. Isto é próprio da geologia como ciência natural. A
convergência e coerência dos indicadores devem ser o reforço apropriado para o grau de consistência das
afirmações.
A principal surpresa na análise efetuada foi a identificação de atividade tectônica nas fases
iniciais e nas fases finais das sequências tectono-sedimentares, porém com reversão na cinemática das
estruturas.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
As correlações detalhadas utilizaram a maioria dos perfis de poços na bacia. Nas sequências
ordovicio-siluriana (Beta) e devono-mississipiana (Gama) as correlações foram executadas com a
colaboração de M. Assine (Assine e Soares, 1989); na pensilvaniana-permiana (sequência Delta),
trabalhamos com vários bolsistas (Rostirolla, 1988; Poppini, 1988; Baggio, 1990), cujos diferentes
resultados parciais estão relatados em Soares (1991). Uma apreciação final foi apresentada também por
Soares et al. (1990). Na sequência triássico-jurássica, os trabalhos foram desenvolvidos com Assine
(Soares e Assine, em prep.).
O REGISTRO SEDIMENTAR
Na figura 15 apresentamos uma síntese diagramática das entidades estratigráficas na bacia do
Paraná e de sua organização e relações espaciais. Procuramos resumir aí vários aspectos que serão
discutidos ou referidos no texto. Ressaltamos as discordâncias, as relações faciológicas com o flanco oeste
e a tectônica inicializadora em cada sequência tectossedimentar.
Uma revisão dos dados sobre o registro sedimentar ou sobre a classificação estratigráfica ou
sobre distribuição de espessuras seria repetitivo e cansativo. Alguns autores produziram longa e extensiva
documentação e avaliação de dados.
A série começa com Sanford e Lange (1960), após a primeira fase de perfurações e
mapeamentos locais para exploração de petróleo, realizadas pela Petrobrás. Northfleet et al. (1969)
retomaram a organização, análise e avaliação, durante a segunda campanha da Petrobrás, na década de 60.
Muhllman et al. (1973) e Schneider et al. (1974) revisaram as informações sobre a bacia, após a Petrobrás
encerrar sua segunda campanha exploratória (1972), com o objetivo de incorporar e consolidar o grande
volume de informações obtido com o Programa de Mapeamento das Bacias Paleozóicas, levado a efeito
pelas equipes de geólogos de superfície da Petrobrás (1968-1972).
Em 1980, Fúlfaro, Gama Jr e Soares, elaboraram uma nova apreciação sobre a Bacia do
Paraná, incorporando novos dados e conceitos, especialmente os obtidos nos centros de pesquisa de
universidades, com o objetivo de orientar o programa exploratório do Consórcio IPT-CESP, Paulipetro.
Uma revisão estratigráfica, consolidando novos dados obtidos com perfurações profundas e
aplicando novos conceitos de análise estratigráfica, foi apresentada por Gama Júnior et al. (1982),
enquanto Fúlfaro et al. (1983) fizeram uma nova apreciação da evolução geotectônica, e Soares et al.
(1982 a e b) uma integração dos dados estruturais e morfoestruturais; estas novas informações resultaram
do breve programa da Paulipetro.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Com o objetivo de orientar a retomada da exploração de petróleo na bacia, a Petrobrás
constituiu novo grupo de trabalho para reavaliação. Zalán et al. (1987a) apresentaram os resultados deste
trabalho, especialmente do ponto de vista conceitual sobre o registro sedimentar e sua estruturação.
Contribuições significativas foram apresentadas em análises estratigráficas por sequências: na Sequência
Ordovicio-siluriana, destaca-se o trabalho de Zalán et al. (1987 b), com a definição de Formação Rio Ivaí,
e de Assine e Soares (1989), revendo a divisão de Zalán et al. (op. cit.), especialmente retomando o
conceito de discordância entre Siluriano e Devoniano.
Figura 15. Seção diagramática da estratigrafia da Bacia do Paraná, com as designações que, com
mais frequência, serão referidas no texto (S. Dom.= São Domingos, TT= Tatui, TQ=
Taquaral, AS= Assistência, IT= Itaqueri).
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Na sequência Devoniana destaca-se o trabalho de Popp e Barcellos-Popp (1986), associando
bio e litoestratigrafia com paleoecologia. Na sequência permocarbonífera, novas concepções
estratigráficas foram apresentadas por França e Potter (1988), da secção glacial, Gama Jr. (1981) na seção
neopermiana, e Soares et al. (1980) na sequência cretácea.
Nesta contribuição procuraremos centrar a apresentação naqueles temas de maior relevância
para o objetivo de nossa tese. Muitas questões relativas à divisão, classificação e nomenclatura
estratigráfica serão deixadas ou assumidas sem discussão, quando esta atitude não prejudicar o
entendimento, a argumentação ou a comunicação. A análise de fácies também será omitida, pois não
implicará em restrições à argumentação apresentada.
Objetivando a separação inicial do registro sedimentar em grandes pacotes cronocorrelatos,
vamos considerar as sequências tectono-sedimentares, separadas por discordâncias interregionais.
Conservamos o sentido atribuído por Sloss (1963, 1988) e vamos rever alguns aspectos da concepção de
Soares et al. (1978) para as sequências cratônicas da Bacia do Paraná (figuras 16 e 17).
Examinaremos inicialmente as grandes discordâncias, e posteriormente as superfícies de
máxima inundação, as disconformidades e as sequências gradacionais dentro de cada sequência
tectono-sedimentar.
DISCORDÂNCIAS BACINAIS
1o. Discordância Pré-Neo-Ordoviciano
Na Bacia do Paraná, a principal discordância situa-se temporalmente no Ordoviciano Médio.
Corresponde à primeira discordância cratônica do Fanerozóico. As rochas mais novas erodidas nesta
discordância são atribuídas à sequência molássica vulcânica pós-orogênica do ciclo brasiliano. Esta
sequência molássica, não dobrada, é correlata a primeira sequência cratônica (Sequência Alfa) de outras
regiões, com idade Cambriana e Ordoviciana inferior (Issler, 1985; Soares, 1988).
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Figura 16 - ~Divisao em sequencias gradacionais das sequencias tectonosedimentares na BP
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Figura 17 – Seção estratigráfica no interior da bacia
O contato pode ser observado em afloramento na estrada Piraí-Arapoti no Paraná (Km 62),
com depósitos glacígenos da Formação Iapó assentando-se discordantemente, com angularidade sobre os
siltitos do Grupo Castro. Situação similar é descrita em Bom Jardim de Goiás entre a Formação Vila Maria
e rochas vulcânicas da Formação Piranhas (Andrade e Camarço, 1982).
Na maior parte da bacia esta discordância está sobre rochas do embasamento pré-cambriano,
metamórfico ou plutônico. No interior, existe um número restrito de sondagens que atingiram níveis
correlatos a esta discordância. Merece destaque o furo de Seara (SE-I-SC) por ter cortado uma seção
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anômala de sedimentos ordoviciano-silurianos (?) pouco deformados, em discordância fortemente angular
com rochas sedimentares dobradas. Constituem uma sequência de arenitos designada Seara por Soares
(1988), devendo ser correlata aos depósitos do ciclo de molassas precoces (Camarinha, Itajaí, Maricá) do
vendiano.
A seção não dobrada é constituída de arenitos e siltitos rosados, podendo ser correlacionada ao
Grupo Caacupé; possivelmente corresponda ao arenito Eusébio Ayala como apresentados nos perfis dos
poços AS-1 e AS-2, em território paraguaio (Assine e Soares, em preparação).
A idade da discordância está entre as idades de riolitos de Castro (PR), Ibiúna (SC),
Paranapanema (PN-I-SP), mínima de 460 Ma, provavelmente 500-550 Ma, e a idade de glaciação do
limite Ordoviciano-Siluriano (425 Ma; Assine e Soares, 1989). Como sob os depósitos glaciais e sobre a
discordância existe um pacote de arenitos de espessura de até 400 m (Arenito Alto Garças, Grupo
Caacupé) é possível centrar-se a idade da discordância no Ordoviciano Médio.
2o. Discordância Pré-Devoniano
A questão da discordância pré-devoniano na Bacia do Paraná (pré-Furnas) foi discutida por
Assine e Soares (1989), revendo a proposição de Zalán et al. (1987 b). O consistente argumento da
continuidade e constância da Formação Furnas, além de outros, posiciona a discordância entre o
Eo-Siluriano (Eo-Llandoveriano), da Formação Vila Maria, Eo-Devoniano (Ensiano), da Formação Ponta
Grossa, na base da Formação Furnas.
O principal aspecto desta discordância é a descontinuidade do pacote sotoposto, submetido a
intensa remoção erosiva durante a discordância, como pode ser observado nas seções estratigráficas das
figuras 16, 17, 18 e 19. Poucas sondagens alcançaram esta discordância. Em muitas, a discordância separa
pacotes arenosos com características similares.
A cor avermelhada, frequente nos arenitos, diamictitos e siltitos, sotopostos à discordância,
resultante de oxidação do Ferro, por exposição, é um bom indicador da discordância. No flanco
oeste-sudoeste da Bacia, em subsuperfície (AS.1, AS.2, Paraguai), existem dificuldades ainda não
superadas na identificação litoestratigráfica da discordância, apesar dos indicadores bioestratigráficos.
O hiato associado à discordância situa-se entre o final do Llandoveriano (415 Ma) e,
possivelmente o início do Devoniano (400 Ma).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
3o. Discordância Pré-Pensilvaniano
Esta discordância se distingue como um horizonte diagnóstico nos perfis de sondagem. Em
alguns lugares da bacia tem-se dificuldades em separar os arenitos basais, flúvio-glaciais do Grupo Itararé,
dos arenitos fluviais da Formação Furnas (leste do Paraná), ou os depósitos glacio-marinhos, dos
regressivos da Formação Ponta Grossa (no interior da bacia).
No flanco oeste, representado no perfil do furo DO-I-MT (fig. 17), uma espessa seção arenosa
que tem sido atribuída ao Grupo Itararé parece ser mais apropriadamente correlata a seção Siluriana
(Formação Eusébio Ayala) da faixa de afloramentos no Paraguai ou do furo AS-1, ou ainda à Formação
Furnas; esta seção, com cerca de 400 m, tem sido responsável pela anomalia de espessuras nos mapas de
isópacas do Grupo Itararé na área. Nesta região a discordância necessita ser mais bem investigada.
A discordância pré-Pensilvaniana omite por erosão espessos pacotes da sequência
Devoniana-Mississipiana (fig. 20). O início da sedimentação parece ter ocorrido no Stefaniano (330 Ma),
segundo Daemon e Quadros (1970) e Millan (1975). O mais novo registro preservado da sequência
inferior é conhecido no perfil do furo AP-1-PR, com idade Frasniana (Popp e Barcellos-Popp, 1986), já
refletindo a regressão.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 18. Relações estratigráficas entre a sequência Ordovicio- siluriana e a Formação Furnas.
Divisão em sequências gradacionais.
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Figura 19. Representação esquemática em corte das relações Furnas, Iapó e Açungui (embasamento
metamórfico), junto a zona de falha da Lancinha, na Saibreira de São Luiz do Purunã, Rodovia
Curitiba-Ponta Grossa: a- meta-siltito cinzento do Grupo Açungui; b- Diamictito marrom
avermelhado, polimítico, matriz lamítica, seixos e calhaus facetados e estriados, de quartzito,
gnaisse, filitos e siltitos vermelhos (Iapó – anteriormente era tido como Formação Camarinha);
c- conglomerado branco, seixos de quartzo, estratificação subparalela inclinada (15o, Furnas?
ou arenito Alto Garças?); d- arenito branco grosseiro e conglomerático, seixos de quartzo, com
estratificação cruzada e horizontal (Furnas); e- filito cinzento e vermelho, cataclástico e
amarrotado. 1- contato por falha; 2- contato por superfície erosiva; 3- contato erosivo angular
(discordância? diastema? downlap?); 4- blocos de arenito embutidos por falha em filitos
cataclásticos; 5- contato erosivo, não conformidade.
As relações mostram um tectonismo pós-Iapó, pré-Furnas e pós-Furnas.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 20. Seção geológica em painel, nivelada na discordância pré-Pensilvaniana, mostrando as
paleoestruturas de idade Mississipiana. O painel está construído sobre a zona de falhas PT-3,
que passa por Ca-1, MO e QT. Nota-se que as falhas correspondem a separação entre unidades
pré-Furnas.Corresponde ao Falhamento Pitanga-Quatiguá, borda sudeste do Alto Paraná
Central.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
4o. Discordância Pré-Triássico
No flanco sudeste, leste e parte norte da bacia, esta discordância é facilmente identificada,
separando os arenitos da Formação Pirambóia os siltitos das formações permianas (Soares, 1975). Na
parte central e sul a discordância separa pacotes de arenitos continentais vermelhos acima e abaixo,
dificultando sua identificação. Os perfis de sondagem foram examinados com detalhes nestas regiões
(centro e sul da Bacia), por Soares e Assine (em preparação). Os principais resultados são:
1o) A seção arenosa que se sotopõe à Formação Santa Maria no Rio Grande do Sul, nos furos
IT e AL, foi erroneamente considerada extensão da seção mesozoica por Schneider et al. (1974); esta
concepção foi estendida à Formação Rio Pardo, mapeada por Tommasi (1971), tal como havia sugerido
Gamermann (1973), atribuindo a todo pacote o nome Formação Rosário do Sul;
2o) Deve ser mantido o nome Formação Rio Pardo à seção arenosa sotoposta aos
conglomerados e lamitos conglomeráticos basais e lamitos da Formação Santa Maria;
3o) A discordância situa-se entre a Formação Rio Pardo (Sanga do Cabral, Tartariano ou
Eo-Triássico-Scintiano; Lavina, (1988) e a Formação Santa Maria (Neo-Triássico);
4o) A seção mesozóica em toda parte central da bacia (IT-I-RS; RCH-1-SC; AN-1-PR;
CB-1-SP) e no centro oeste de São Paulo, inicia-se com depósitos areno-pelíticos, com progressiva
redução de finos seção acima;
5o) A seção arenosa sobreposta à Formação Santa Maria, Formação Caturrita (de Bortoluzzi,
1978), corresponde à seção exposta na Rodovia Livramento-Rosário do Sul (RS); espessa-se para norte ao
longo da calha da Bacia, constituindo continuidade física da Formação Pirambóia, com cerca de 250 m no
oeste do Paraná (AN-1-SP) e 400 m no Mato Grosso (DO-1-MT). Assenta-se discordantemente sobre as
formações Rio Pardo (Sanga do Cabral–RS), Morro Pelado (SC, PR), Serrinha (SP), Teresina,
Corumbataí (SP, MT) e Aquidauana (MT, GO);
6o) Esta seção, no sul, adelgaça-se para leste, como em Gravataí (com cerca de 80 m) e Osório
(30 m), mantendo contato discordante sobre siltitos da Formação Estrada Nova, ou como de Atanásio
(AO-1-RS) para Lagoa Vermelha (LV-1-RS), conforme figura 16;
7o) A seção arenosa Permiana espessa-se também para oeste, aumentando o teor em arenitos.
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As conclusões acima enumeradas satisfazem as novas informações paleontológicas obtidas
por Lavina e colaboradores, indicando idade neopermiana a eotriássica para a Formação Sanga do Cabral,
ou Rosário do Sul (sensu stricto) de Andreis et al., 1982, ou Rio Pardo (Tomasi, 1973) que se sotopõe à
Formação Santa Maria. Ao mesmo tempo satisfaz a questão da não correlacionabilidade da espessa seção
(500 m) do furo IT-1-RS), atribuída ao Rosário do Sul, com idade Triássica, por Schineider et al. (1974),
que já era considerada, apropriadamente, Formação Rio Pardo, pelo geólogo do poço.
Esta seção passa a ser correlacionada com a Formação Rio do Rastro, de idade tartariana até
no Paraná (Barberena, 1983), porém chegando a atingir o Eotriássico (Scythiano), segundo Lavina (1988),
no Rio Grande do Sul.
5o. Discordância Pré-Cretáceo
Esta discordância é ocupada pelos depósitos dunares preservados pelo vulcanismo Serra
Geral, de idade eocretácica (135-115 Ma). Parece-nos razoável considerar os depósitos desérticos da
Formação Botucatu, como depósitos residuais preservados não por subsidência contemporânea, mas pelo
vulcanismo que o recobriu extensiva e intensivamente. A elevada maturidade textural e mineralógica (Wu
e Soares, 1974), a pequena e variável espessura, a longa duração da residência do deserto (todo o
Jurássico) e o subsequente vulcanismo, que deve ter sido associado com domeamento termal, são
argumentos favoráveis a esta interpretação.
O início do Cretáceo corresponde a uma taxa de acumulação vulcânica bastante elevada. Em
alguns locais a superfície basal é erosiva, incluindo leito de conglomerados. Em outros é a superfície
dunar.
Ocorrem, com frequência, intercalações de arenitos eólicos entre os primeiros derrames.
Entretanto, a carência de depósitos subaquosos entre derrames mostra uma região não acumuladora de
sedimentos. Intensa subsidência de compensação deve ter acompanhado a acumulação vulcânica.
Encerrada a atividade vulcânica, desenvolveu-se manto de intemperismo sobre a superfície pós-basalto
(Landim e Soares, 1976). Depósitos flúvio-lacustres e eólicos assentam-se sobre a superfície pós-basalto
do Aptiano ao Maestrichiano.
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A argumentação acima nos leva a considerar a idade da discordância no Neo-Jurássico, e a
Formação Botucatu, como depósitos correlativos em trânsito ("by passing"), preservados apenas em
virtude do vulcanismo subsequente.
SUPERFÍCIES DE MÁXIMA INUNDAÇÃO
Vamos usar esta expressão introduzida por Wagoner et al. (1988) com sentido levemente
alterado, englobando aqueles horizontes estratigráficos que refletem picos de rápida cobertura areal por
água, de tal forma que a região acima do nível de base fique anormalmente reduzida na província
fisiográfica.
Em consequência, baixo suprimento, agradação lenta, progradação reduzida, geram pacotes
delgados de sedimentos formados por decantação ou precipitação química ou superfície com prolongado
contato com a lâmina d'água e intensa cimentação. Folhelhos fossilíferos no pico da transgressão,
estendendo-se mesmo sobre o embasamento, são típicos destas superfícies. Depósitos lacustres, folhelhos
euxínicos, chert, evaporitos, fosforitas, formações ferríferas e carvões podem ser característicos do aporte
reduzido de terrígenos, se as condições macro-ambientais tiverem sido favoráveis.
Consideramos como marcos estratigráficos regionais deste tipo os horizontes descritos
abaixo:
1o. Siltitos basais da Formação Vila Maria
Embora tenha distribuição ampla na bacia, tem ocorrência restrita, em virtude da erosão
posterior. Sua ocorrência abaixo dos arenitos da Formação Furnas e acima de diamictitos é uma posição
apropriada para fácil identificação. Foi descrito inicialmente por Farias e Reis Neto (1978). É bastante
fossilífero na localidade tipo, com seu conteúdo faunístico e polínico indicando idade Eosiluriana
(Eo-Llandoveriano), segundo Burjack e Barcellos-Popp (1981) e Gray et al. (1985). É correlata aos
folhelhos fossilíferos da Formação Vargas Penha, do Grupo Itacurubi, no Paraguai.
No Paraná (fig. 18) aparece no furo de Rio Ivaí (RI-1-SP; Zalán et al. 1987 b) e na faixa de
afloramento entre Arapoti e Piraí do Sul.
2o. Folhelhos Jaguariaíva
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Tem distribuição e ocorrência ampla na bacia. Ocorre na Formação Ponta Grossa, cerca de 50
m acima do contato com a Formação Furnas. É uma seção rica em folhelhos pretos, módulos sideríticos e
fósseis marinhos, descritos por Petri (1956) e classificados como membro Jaguariaiva por Petri, 1967.
Suas características foram revistas por Popp e Barcellos-Popp (1986); seu conteúdo faunístico inclui as
comunidades Língula e Orbiculoidea, de idade ensiana-eifeliana, segundo estes autores.
3o. Folhelhos São Domingos
Foram definidos por Maack (1947) e classificados como membro da Formação Ponta Grossa
por Lange e Petri (1967). Suas características físicas, paleontológicas e paleoecológicas foram revistas por
Popp e Barcellos-Popp (1986). No horizonte de máxima inundação ocorrem folhelhos pretos
betuminosos, e a comunidade de Notioconetes. Sua idade é Givetiana-Frasniana (Mello, 1988).
4o. Folhelhos Capivari-Lontras
Dentro de uma seção dominada por siltitos e arenitos finos, ocorrem folhelhos sílticos,
cinzentos e escuros, com rico conteúdo em bivalves marinhos (Nuculana e Aviculopecten, entre outros);
ao conjunto, incluindo depósitos glacígenos, foi dado o nome de Formação Capivari por Barbosa e
Almeida (1949). Na seção da figura 16 foi feita tentativamente uma correlação acompanhada por
horizontes de depósitos glaciais. Corresponde ao horizonte SMIP-2 da fig. 7A.
Estende-se assim o horizonte para o interior da bacia, e para sul, ligando-se também ao
folhelho Lontras, conhecido no Estado de Santa Catarina. Este folhelho corresponde ao topo da Formação
Campo Mourão como definida por França e Potter (1988) e base do Rio do Sul.
A idade desta superfície situa-se no início do Sakmariano; posiciona-se logo acima do carvão
de Monte Mor, no Estado de São Paulo, do limite Pensilvaniano-Permiano (Millan, 1975).
5o. Folhelhos Passinho-Guaraúna-Teixeira Soares-Budó
No Estado do Paraná são facilmente reconhecíveis por seu caráter cinza azulado e conteúdo
fossilífero, tendo sido designado Formação Passinho, por Loczi (1964). Ocorrem no topo do Grupo
Itararé, próximo ao topo da Formação Rio do Sul, sobre o último pacote glacial. Correlacionamos com a
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seção pelítica terminal do Membro Chapéu do Sol da Formação Taciba de França e Potter (1988). Seu
conteúdo fossilífero marinho é caracterizado por braquiópodes (Língula).
No Paraná, está sobreposto aos arenitos e carvões de Ribeirão Novo (Formação Rio do Sul),
do final do Sackmariano (Sommer et al. 1987) e sotoposto aos carvões de São Mateus-Imbituva, da
transição Sackmariano-Artinskiano; sua idade fica assim definida no final do Sackmariano. No Rio
Grande do Sul recebe o nome de Budó, com fósseis marinhos (Barcellos, 1972); em ambas regiões
apresenta-se com abundante paleofauna.
Não ocorre no Estado de São Paulo, embora o nível de ocorrência do euripterídio Hastimina
(Mezzalira, 1961) dentro da Formação Tietê (nível SMIP4, na fig. 7A), pareça corresponder a este
horizonte.
6o. Siltito Paraguaçú
Corresponde aproximadamente à parte média do Membro Paraguaçú de Schneider at. al.
1974. É um nível com extensão em toda a bacia. Corresponde ao máximo da progressiva transgressão que
afogou os complexos deltáicos do Membro Triunfo da Formação Rio Bonito (fig. 21). No Estado de São
Paulo e em toda metade norte da bacia apresenta cores avermelhadas (situa-se abaixo dos arenitos,
sotoposto ao nível SMIP-6, fig. 7A).
No Rio Grande do Sul ocorrem siltitos com carvão em horizonte equivalente; calcáreos com
bioturbação são comuns. Em São Paulo este nível está na base da Formação Tatuí, com excelente
exposição em Laranjal Paulista.
No norte do Paraná o horizonte recobre discordantemente o topo do Grupo Itararé. Em Santa
Catarina ocorrem camadas com fósseis bivalves marinhos (Camada Taió), contendo aviculopectinídios
(Heteropecten Catharinae, Rocha-Campos, 1970). A fórmula indica uma idade artinskiana para o
intervalo (Runnegar, 1972), ou o limite Artinskiano-Kunguriano, com base em estudos de paleoflora e
palinologia (Rossler, 1973; Bortoluzzi et al. 1978, Millan, 1981).
Uma visão mais detalhada deste intervalo é apresentada nas figuras 22, 23 e 24. Na figura 22 a
seção estratigráfica correlaciona diversas bacias carboníferas, onde trabalhos de detalhe foram
desenvolvidos. O horizonte em referência situa-se na metade do pacote "f".
No interior da bacia (fig. 23), este horizonte situa-se no topo do Membro Paraguaçú. Na figura
24, o diagrama apresenta uma visão sinótica das relações espaciais e temporais entre as diversas
sequências.
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7o. Folhelho-siltito Palermo-Tatuí Superior
Este nível ocorre a cerca de 50m acima do anteriormente descrito, no Paraná, passando a
20-25m em São Paulo. Apresenta similar separação estratigráfica em relação ao contato Irati-Palermo. Na
figura 22 é possível avaliar melhor seu posicionamento. Corresponde ao topo de uma gradação
progressiva para finos no interior da bacia, especialmente na parte sul (máxima transgressão).
Na parte norte corresponde ao topo de nível de arenitos micáceos (nível L2 de Soares, 1972 b;
nível SMIP-6, na fig. 7) onde ocorre um banco de siltitos calcíferos com abundante bioturbação; neste
nível as cores passam de avermelhadas, abaixo, para cinza esverdeadas, acima.
Na parte sul da bacia, corresponde a folhelhos cinza escuros, marco do pico da transgressão
que provoca a construção de barras arenosas do topo do Membro Siderópolis, com redistribuição de areias
deltaicas.
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Figura 21. Seção geológica em painel, nivelada na superfície de máxima inundação do
Paraguaçú (Kunguriano), mostrando as paleo-estruturas de idade Stefaniana, no Grupo Itararé.
Nota-se que os mesmos blocos presentes na Figura 20, aqui mostram rejeitos opostos.
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Figuras 22 Grupo Guatá: Seção estratigráfica composta na faixa de sub-afloramento (E.v 100 m Ref.
Estrat. – base Fm Irati)
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Figura 23 - Grupo Guatá: seção estratigráfica no interior da bacia (E.v 100 m Ref. Estrat. – base
Fm Irati)
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Figura 24 – Diagrama de relações estratigráficas no Grupo Guatá. Legenda:1. FM PALERMO-
Plataforma Pelítica; 2 3 4. FM. RIO BONITO:4. Mb. TRIUNFO -- Plan. Deltaica, - Fluv. nas Bordas
(i - Carvão Sapopema); 3. Mb. PARAGUASSÚ - Plan. Maré
e - Baia, Ria., Plan. Deltaica a Sudoeste com Carvões; 2. Mb. SIDERÓPOLIS - Areias Litorâneas
Transgressivas; 5. FM. TATUÍ: g - Membro Superior - Plataforma Rasa; h - Membro Inferior -
Planície de Maré. Carvão de Cerquilho; 6. GRUPO ITARARÉ: a - Folhelho Passinho (FM. RIO
DO SUL); b - Carvão de Rib. Novo; c - Preenchimento de Vales Tectônicos ou Fossas com Dep
Paludais e Periglaciais (Leão, Gravataí, etc); d - F. Budó - marinho; f - Fm Tietê - Fluvial, Deltaico
Periglacial.
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8o. Folhelho Taquaral
Posiciona-se na parte inferior da Formação Irati (topo do Membro Taquaral de Barbosa e
Almeida, 1949). O conjunto tem cerca de 10 a 15m em São Paulo, espessando-se para o sul, até 20-30m.
São folhelhos cinzentos, prateados, associados a siltitos. A máxima inundação ocorre no topo da
sequência, contato com o membro Assistência.
Na base da sequência ocorre conglomerados, com abundantes nódulos silicosos e coprólitos,
correspondente ao nível L4 de Soares (1972); para o interior da bacia ocorrem níveis com abundantes
nódulos brancos de composição desconhecida. O topo marca o início da deposição de folhelhos pretos
betuminosos. O conteúdo fossilífero é caracterizado por crustáceos (Pygaspis, Clarkecaris, etc) e restos de
peixes (paleoniscídeos) (Mezzalira, 1966), indicadores de águas salobras. É considerado de idade
Kasaniana.
9o. Folhelho Serra Alta
Aproximadamente na metade da Formação Serra Alta ocorrem folhelhos escuros, com
abundante bioturbação; níveis mais calcíferos apresentam restos fósseis de ostracodes, conchostraceos,
peixes, vegetais e conchas de bivalves da biozona Barbosaia Angulata (Mendes, 1962).
Na parte norte da bacia, a posição do nível de máxima inundação se aproxima do contato com
a Formação Irati, que corresponde à base desta sequência transgressiva. Na parte central da bacia situa-se
entre 25 e 50m acima da Formação Serra Alta.
Ocorrem outros horizontes indicadores de superfície de máxima inundação, com distribuição
restrita a um e outro local. Na figura 6, foram apresentadas, como exemplo, algumas seções com
sequências associadas a superfícies de máxima inundação. Na Formação Teresina estas superfícies são
mais facilmente encontradas, tais como os conhecidos horizontes de sílex M e N; entretanto tais
horizontes não se apresentam associados a pacotes facilmente referenciáveis. Por esta razão não serão
descritas.
Os horizontes descritos acima fornecem o referencial estratigráfico para a correlação na bacia.
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GLACIAÇÕES
As glaciações continentais são eventos marcadores na evolução geológica. Pelo fato de se
associarem a alterações radicais no clima, nível do mar e taxa de suprimento, produzem alterações no ciclo
sedimentar de fácil diagnóstico. Na Bacia do Paraná existem vários registros de avanço e recuo de gelo,
em virtude de sua posição geográfica de altas latitudes no paleozóico.
O uso de depósitos glaciais como marcadores estratigráficos foi bastante utilizado no passado.
Barbosa e Almeida (1949), por exemplo, dividiu a Formação Itararé no Estado de São Paulo com base em
"tilitos".
Após um período de descrédito no poder resolutivo dos diamictitos, especialmente em virtude
da crítica à estratigrafia de bolo, introduzido no período de mapeamento da bacia por geólogos da
Petrobrás (inclusive este autor; Soares et al., 1977), os depósitos glaciais, voltam a assumir importância,
diante do conceito de estratigrafia de eventos. França e Potter (1988) retomaram os diamictitos como
marcadores estratigráficos na bacia, dividindo o Grupo Itararé em três formações, cujas seções superiores
contém depósitos glaciais.
Outro tilito importante do ponto de vista de correlação e de história evolutiva é o tilito Iapó,
Pré-devoniano (Maack, 1953). Este mesmo pesquisador identificou um tilito, designado tilito Madureira,
considerando-o da Formação Ponta Grossa (amostra no Museu de Paleontologia da UFRGS).
Tendo em vista o interesse no posicionamento deste evento para correlação com a glaciação
devoniana, investigamos o local de ocorrência descrito: Vila Madureira, Ponta Grossa. Encontramos no
local o diamictito, porém associado a sedimentos arenosos do Grupo Itararé, preservados no graben de
Ponta Grossa (Andrade e Soares, 1970).
Soares e Malansky (1967) descreveram seixos facetados, pingados em folhelho da Formação
Ponta Grossa, o que certamente é indicador da glaciação devoniana nas proximidades da Bacia do Paraná.
1o. Glaciação Ordovício-Siluriana – Evento Iapó
O "tilito" Iapó foi identificado e descrito em um pequeno afloramento na rodovia
Castro-Tibagi, sob a Formação Furnas, por Maack (1947), que designou o diamictito de Formação Iapó,
em virtude de sua importância potencial para correlação. Geólogos de poço da Petrobrás , identificaram a
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
ocorrência deste lamito conglomerático em vários furos sob a Formação Furnas. Destaca-se o furo de
Joaquim Távora (JC-1-PR, fig. 20), com 60 m de diamictito.
Na faixa de afloramentos Faria (1982) descreveu a Formação Vila Maria contendo abaixo dos
folhelhos fossilíferos pré-Furnas, um pacote de diamictito. Assine e Soares (1989) fizeram uma revisão de
correlação nestas unidades, identificando a posição dos folhelhos transgressivos Vila Maria sobre os
depósitos glacígenos (fig. 18).
Alguns afloramentos mais da Formação Iapó foram identificados por nós no Paraná. Na
rodovia Piraí-Arapoti, no cânion do rio Iapó e na Vila de São Luiz do Purumã em Campo Largo (fig. 19).
Este último, com abundantes seixos estriados, foi considerado como da Formação Camarinha (Popp,.
1972), levando Soares (1987) a associar erroneamente com a glaciação vendiana.
Porém, a presença de seixos da Formação Camarinha, a similaridade na cor (vermelho-tijolo
escuro) com tilitos do cânion do rio Iapó, estes sobre o grupo Castro (pós-Camarinha), a posição espacial
sob a Formação Furnas, revelam que são equivalentes da Formação Iapó.
A distribuição e ocorrência da Formação Iapó é mais extensiva que a da Formação Vila Maria
e por correlação com a Argentina e África, situa-se no limite Ordoviciano-Siluriano (Assine e Soares,
1989).
2o. Primeira Glaciação Regional Itararé – Evento Itu
É restrita a parte norte-noroeste da bacia. É equivalente ao tilito e superfície estriada de Salto
(SP). Os varvitos de Itu correspondem à deglaciação. Nos furos TL-1-SP e CA-1-PR, ocorre próximo a
base, sendo bem desenvolvida em DO-1-MT. A estriação e os diamictitos de Witmarsum se
correlacionam a este evento. Sua idade deve ser Pensilvaniana (intervalo G de Daemon e Quadros, 1970),
ou em torno de 290 Ma. Nas seções das figuras 16 e 17, pode ser facilmente identificada pela ocorrência
extensiva de diamictitos, mesmo no interior da bacia. Inclui-se dentro da Formação Itu de Barbosa e
Almeida (1949) e Formação Lagoa Azul de França e Potter (1988).
3o. Segunda Glaciação Regional Itararé - Evento Elias Fausto
Em São Paulo esta associação glacígena é associada ao "tilito" de Elias Fausto (Barbosa e
Gomes, 1962), sotoposto ao início da transgressão Capivari. No interior da bacia (figs. 16 e 17), ocorre na
parte média inferior do grupo. Corresponde ao Membro Tarabaí (Formação Lagoa Azul) de França e
Potter, ao tilito da Lapa (pós-arenitoVila Velha).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
A idade deste evento, por correlação com a Formação Capivari, deve situar-se na transição
Pensilvaniano-Permiano (início do Sakmariano 285 Ma), entre os intervalos H e G de Daemon e Quadros
(1969).
No furo CA-1-PR ocorre na parte intermediária (400m) associado a depósitos marinhos
plataformais e acima da seção de siltitos amarronzados, oxidados, estes correlatos à Formação Campo do
Tenente e aos arenitos Vila Velha.
4o. Terceira Glaciação Regional do Itararé – Evento Gramadinho
É uma associação glacígena que se destaca entre a transgressão Capivari e a progradação
deltaica da Formação Tietê em São Paulo. Corresponde à associação II de Soares et al., 1978, e à
Formação Gramadinho de Barbosa e Almeida (1949). Em geral, no interior da Bacia, situa-se na parte
superior do Grupo Itararé (figs. 16 e 17), correspondendo aos diamictitos da parte superior da Formação
Campo Mourão, de França e Potter (1988).
No Paraná e em Santa Catarina corresponde aos tilitos sotopostos à Formação Rio do Sul e do
membro Rio Segredo. São caracterizadas pela associação entre lamitos conglomeráticos, acamadados,
com estruturas de escorregamento, siltitos, folhelhos e níveis de arenitos finos bem selecionados;
concreções carbonáticas e bolas de areia são frequentes.
Abaixo dos folhelhos e siltitos correlatos à Formação Capivari, é comum a ocorrência de
associação semelhante, de tal forma que a transgressão Capivari corresponde a um evento interglacial, tal
como pode ser visto na seção da fig. 16, ou na fig. 30 de França e Potter (1988, p. 186), parte superior da
Formação Campo Mourão.
A idade desta glaciação por correlação com a Formação Capivari, dada por bivalves e
gatrópodas, é Sakmariana (Mendes, 1961); por palinomorfos, Daemon e Quadros (1970), situam o
intervalo no Artinskiano.
5o. Quarta Glaciação Regional do Itararé
É um dos pacotes de associação glacígena com maior distribuição e ocorrência na bacia. No
Estado de São Paulo, situa-se no topo da Formação Tietê, incluindo-se aí os tilitos Pitanga e Jurumirim
(Barbosa e Almeida, 1949). Cores avermelhadas são frequentes, no norte do Paraná e São Paulo, como
reflexo da discordância sobreposta.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
No norte do Paraná, prolonga-se a mesma situação de São Paulo até Figueira. Para sul
posiciona-se lateralmente e sotoposto aos siltitos e folhelhos marinhos Passinho (PR-SC) e Budó (RS).
França e Potter (1988) mapearam no interior da bacia o intervalo equivalente, designando-o membro
Chapéu do Sol da Formação Taciba, para a associação glacígena.
A idade deste evento pode ser atribuída com certa segurança através do posicionamento
estratigráfico do intervalo entre o carvão de Ribeirão Bonito e abaixo do folhelho Passinho. Ambos,
segundo Sommer et al. (1987), portam tafofloras do Sakmariano a Artinskiano; estas idades são um pouco
mais antigas que as atribuídas através de palinomorfos por Daemon e Quadros (1970): intervalo I,
Artinskiano-Kunguriano, ficando-se assim, como mais provável uma idade artinskiana (263-268 Ma).
Um outro nível diamictítico ocorre no membro Triunfo da Formação Rio Bonito no Paraná
(São João do Triunfo e furo MA-1-PR), podendo indicar ainda um evento glacial residual tardio, do
Kunguriano.
DISCONFORMIDADES LOCAIS
Estamos considerando disconformidades locais aquelas discordâncias em parte da bacia, de
ocorrência a um e outro flanco. A principal razão para esta consideração deve-se ao fato de que as margens
são mais sensíveis às alterações no perfil de subsidência ou às variações no nível do mar. Vamos discutir
junto os casos de "onlap" e "offlap" pelo fato de revelarem disconformidades. Em alguns casos a extensão
e o hiato envolvido não são facilmente diagnosticáveis.
1o. Disconformidade pré-Iapó
Os remanescentes da glaciação assentaram-se em discordância erosiva sobre o embasamento
vulcano-sedimentar (Grupo Castro e equivalentes), ou sedimentos anquimetamorfizados (Formação
Camarinha) na borda aflorante. No interior, assentam-se em contato abrupto sobre arenitos feldspáticos
(Arenito Alto Garças; Assine e Soares, 1989).
Esta discordância não aparece nos furos do flanco oeste da bacia; também aí não são
conhecidos depósitos glacígenos. No Paraguai, o intervalo ferruginoso da Formação Eusébio Ayala pode
ser correlacionado à glaciação, porém não corresponde à discordância. Esta discordância é pré-Siluriana,
provavelmente final do Ordoviciano Superior, uma vez que a glaciação situou-se no limite
Ordoviciano-Siluriano.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
2o. Disconformidade pré-Vila Maria
Cessada a glaciação, houve rápida transgressão. Os diamictitos são cobertos por delgada
camada de arenito (1m) e siltitos. No contato arenito/diamictito, posicionamos esta discordância, com
idade no início do Siluriano (Assine e Soares, 1989). A presença de pequena intercalação de diamictitos
entre siltitos fossilíferos pode indicar penecontemporaneidade e ausência de hiato, sugerindo que a
disconformidade não é generalizada.
3o. Disconformidade Pré-Ponta Grossa
A transgressão Ponta Grossa, em alguns locais, retrabalhou as areias de aporte continental,
criando uma seção transicional, de retalhamento com lençóis de seixos separados por corpos de arenito
bem selecionados. Em alguns locais, a transgressão apenas retrabalhou, removendo as areias e iniciando a
sedimentação de pelitos sobre uma superfície erosiva. Esta situação é bem visível ao se comparar seções
como nos perfis dos poços TL-1-MT (transicional), com RA-1-GO (abrupto).
Em afloramentos, mesmo próximos, se encontram estas duas situações, como o de Vila Velha,
BR 376, defronte ao posto Panorama (transicional) e a cerca de 10 Km, no cruzamento desta rodovia com
a ferrovia (R.F.F.S.A.).
4o. Disconformidade erosiva pré-Tibagi
Esta disconformidade está bem retratada no trabalho de Andrade e Camarço (1982) e Popp e
Barcellos-Popp (1986); corresponde à base de uma cunha de arenitos feldspáticos, finos a
conglomeráticos especialmente desenvolvida na parte norte da bacia. Significa uma redução generalizada
do nível do mar na bacia, indicada na seção estratigráfica da sequência Devoniana-Mississipiana. Ao
mesmo tempo, houve um aumento no suprimento com aumento do gradiente na área-fonte.
A drenagem penetrou na bacia erodindo os depósitos marinhos previamente depositados em
algumas regiões.
A idade desta disconformidade de acordo com as informações de Popp e Barcellos-Popp
(1986) e Mello (1988) é pré-Givetiana.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
5o. Disconformidade pré-Tatuí
Esta disconformidade tem ocorrência extensiva na parte nordeste da bacia, especialmente nos
estados de São Paulo e Goiás. Foi descrita por Soares (1972), correspondendo ao horizonte L1 ou D3 nas
figuras 6 e 7.
Recentemente, Fúlfaro et al. (1984), apresentaram uma interpretação transicional, sem
contra-argumentar a existência da disconformidade. Entretanto, a grande e abrupta mudança na sucessão
litológica e paleoambiental, sobre uma grande diversidade de litologias pré-Tatuí, constituem argumentos
fortes a favor da discordância.
Ao mesmo tempo, a omissão, no Estado de São Paulo (figuras 22, 23 e 24), de unidades crono
e bio-estratigraficamente equivalentes ao mb. Triunfo, incluindo seus carvões, é indicativo da
disconformidade no Artinskiano.
Esta disconformidade sobrepõe-se à sequência com as quais se associam bons indicadores de
tectônica sinsedimentar (Soares & Cava, 1982).
6o. Disconformidade pré-Tatuí Superior
Também se apresenta com extensiva distribuição na parte nordeste da bacia. Foi descrita
como horizonte L2 por Soares (1972); corresponde ao nível SMI3, na figura 6c, e ao limite Tatuí
inferior-superior (figs. 22, 23 e 24). É caracterizada pelo assentamento de arenitos de granulação fina a
média, micáceos (biotita e muscovita), seleção pobre, lamitos, com estratificação cruzada de baixo ângulo
a ondulada e truncada por ondas.
Corresponde a base do membro Siderópolis no Paraná (fig. 23) e pode ser interpretado como a
superfície de "onlap" plataformal, que precedeu a máxima inundação (SMI-3), com retrabalhamento por
tempestades, na planície de maré então existente na parte nordeste.
A idade desta disconformidade é dada pelo limite de idade dos carvões de Santa Catarina que
antecedem este evento (Artinskiano, Bortoluzzi et al., 1981) e o kasaniano do Palermo (Daemon &
Quadros, 1970), sugerindo idade pré-kasaniana.
7o. Disconformidade pré-Irati
É uma superfície conhecida desde Barbosa e Almeida (1949), por uma camada de seixos e
nódulos de alguns centímetros de espessura. Andrade e Soares (1971) descreveram e correlacionaram a
este horizonte, o conglomerado de Imbicatu. As características desta descontinuidade foram descritas
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
como horizonte L4 por Soares (1972). Corresponde ao máximo de regressão, indicado pela sequência
regressiva na parte superior do Palermo (fig. 6C, nível D4) e início da transgressão Taquaral.
8o. Disconformidade pré-Serra Alta
Corresponde a uma abrupta mudança de folhelhos pretos da Formação Irati para arenitos e
siltitos basais da Formação Serra Alta (fig. 6D e 7, nível D5). Apenas na parte nordeste da bacia está bem
caracterizada (Soares & Landim, 1973).
Ocorre cerca de 1 m de arenitos basais, às vezes com alguns centímetros de seixos como o
domo da Fazenda Pitanga (Rio Claro), São Paulo. Em direção ao norte e para nordeste da bacia desaparece
a seção entre esta disconformidade e a superfície de máxima inundação (SMI-5).
9o. Disconformidades intra-Teresina
Estas superfícies foram descritas em 1952 por Still (1952) em trabalhos de mapeamento
estrutural no Estado de São Paulo, e foram designados por letras (L, M, N, O, P). Os níveis M e N foram
investigados com mais detalhe (Soares, 1972 b); (Martins e Soares, 1975). Correspondem a superfícies de
rápido retrabalhamento por ondas, com oólitos, pisólitos, brechas e estromatólitos SS. Sobre estes bancos
de alta energia ocorrem construções estromatolíticas cônicas (Anhembi, São Paulo, Soares, 1972 a) com
até 1,5 m de altura, em condições de águas calmas (nível M).
Há uma grande abundância de fósseis nestes bancos, correspondendo às zonas
bioestratigráficas de Mendes (1967):
nível O = zona da Barbosaia Angulata;
nível N = zona de Plesiociprinella neotrópica;
nível M = zona de Plesiociprinella carinata;
nível L = zona da Jacquesia brasilliensis.
Nesta última, ocorre também abundância de espinhos de Lycopodiopsis Derbyi, revelando
episódios de grande destruição das planícies de supramaré e cobertura por lâmina d'água. Estas
disconformidades revelam rápida elevação do nível do mar, extensivo retrabalhamento por tempestades e
assoreamento gradacional, num corpo aquoso e de baixa salinidade (Ragonha e Soares, 1974; Runnegar,
1972).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
10o. Disconformidade pré-Botucatu
A Formação Pirambóia, que antecede a Formação Botucatu mostra crescente aumento
granulométrico para cima, até conglomerados. A base da Formação Botucatu apresenta, com bastante
frequência, e desde o nordeste do Estado de São Paulo, para o sul, até o oeste do Rio Grande do Sul,
embora não contínuo, um pacote de conglomerados com estratificação cruzada, descritos por Soares
(1975). Alguns autores, por exemplo Vieira (1973), no Norte do Paraná, consideram este contato
discordante. Em outras regiões ocorre transição e recorrência de fácies.
No Rio Grande do Sul, em Santa Maria, neste contato ocorrem conglomerados, incluindo
seixos de basalto, indicadores de vulcanismo entre o Botucatu e o Pirambóia (Fm. Caturrita, Rio Grande
do Sul). Os basaltos do episódio vulcânico Patagônico de 180 Ma poderiam ser fonte destes
conglomerados.
As mudanças mineralógicas nas areias do Botucatu, em relação às do Pirambóia (Wu &
Soares, 1974) também indicam o surgimento de vulcânicas na área fonte nesta época.
11o. Disconformidade pré-Serra Geral
É de ocorrência local. Na maior parte da bacia as lavas basálticas recobriram campos das
dunas móveis. Em alguns locais, entretanto ocorrem extensas superfícies de truncamento dos arenitos.
Alguns pesquisadores consideram este contato com discordância erosiva, como no norte do
Paraná (Vieira, 1973). A idade desta disconformidade é a dos primeiros episódios vulcânicos, em torno de
130 Ma.
Esta disconformidade representa uma parada no aporte de areias resultantes de mudança no
padrão de circulação atmosférica, e mesmo no regime de chuvas com início da atividade vulcânica.
Depósitos lacustres são frequentes na proximidade desta disconformidade, ou logo acima (Soares, 1975).
12o. Discussão
No conceito de sequências de Vail e colaboradores, estas disconformidades representariam os
limites de sequências deposicionais. Entretanto, a disparidade de resolução nos depósitos marinhos e
continentais é muito grande e a extensão, bacia adentro das disconformidades também é muito variável.
Desta forma, o critério não é suficiente para a definição de sequência deposicional.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Ao mesmo tempo, muitas sequências são identificáveis sem haver disconformidades, mesmo
na zona plataformal (como Taquaral, Assistência, Serra Alta), o que significa que a disconformidade não é
condição necessária para identificar sequências correlativas.
Muitas outras disconformidades poderiam ser identificáveis nas sequências maiores. Como
exemplo, na Formação Pirambóia, no Estado de São Paulo, mais de uma dezena de diastemas foram
reconhecidas, separando sequências de fácies, às vezes repetidas. Estas sequências podem ser rastreadas
por dezenas de quilômetros, formando terraços topográficos na região de São Pedro, Pirambóia, Conchas,
Bofete, Guareí. Seriam sequências correlacionáveis a eventos de flutuação do nível de base ou apenas
corpos litológicos de mesma associação de fácies transgressiva no tempo? Esta é uma questão que
permanece em aberto.
Com o conceito de sequência gradacional que estamos usando, todas estas superfícies
descritas, de disconformidades e de máximas inundações, constituem limites e apresentam forte poder de
resolução nas correlações. Entretanto, não são os elementos definidores das sequências gradacionais. O
que caracteriza uma sequência gradacional é o seu próprio conteúdo, e não os limites.
SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS
Consideramos a progressiva mudança nas sucessivas sequências de fácies como indicador de
evolução gradativa no macroambiente dos sistemas deposicionais responsáveis pela associação litológica.
Consideramos a escala de tempo como a do tempo gradacional e as sequências nas quais é possível
identificar a gradação como sequências gradacionais. Para usar uma analogia com outros processos
naturais, podemos designar sequências progradacionais, quando há aumento na energia do
macroambiente, degradacionais quando há degradação da energia e agradacionais quando não há variação
sensível.
Consideramos também que os movimentos tectônicos epirogenéticos, ocorrem com taxas
lentas (< 0,1 mm/a ou < 100 m/Ma) e as flutuações do nível do mar ocorrem com taxas elevadas (1 mm/a)
com flutuações de pequena duração, e que isto, poderia diferenciar sequências acumuladas em espaços
gerados por subsidência daqueles por ascensão do nível do mar. Em razão disto, uma variação lateral
abrupta de sequências progradacionais para degradacionais implica numa movimentação tectônica local.
Assim quatro critérios básicos foram utilizados na pesquisa de atividade tectônica local:
1. Omissão de sequência por erosão;
2. Tipo de mudança de sequência;
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
3. Variação anômala na espessura da sequência;
4. Omissão por não deposição.
Um número razoável de sequências gradacionais (SG's) foi identificado e analisado e pode ser
visto nas figuras 14 e 15. Vamos abordá-las dentro de suas sequências tectono-sedimentares (ST's).
1o. Sequência Tectono-sedimentar Ordovício-Siluriana (STOS)
O registro da sequência tectono-sedimentar Ordovício-Siluriana (STOS) é muito incompleto
na Bacia do Paraná. Nos perfis dos furos AS 1 e 2 (Paraguai) podem ser identificados seis SG's no Grupo
Caacupé, e cinco no Grupo Itacurubi. Cinco sequências do Caacupé estão sendo interpretadas como
presentes nos furos DO-1-MT e quatro no furo AG-1-GO (Arenito Alto Garças). No furo SE-1-SC ocorre
mais de uma centena de metros de arenitos e siltitos castanhos avermelhados que foram atribuídos à
sequência OS, onde se pode identificar quatro SG's.
Os diamictitos e pelitos de Vila Maria constituem outras duas sequências. A SG Vila Maria é
tipicamente uma sequência progradacional, resultante de rápido avanço do mar, geração de espaço e
progressivo assoreamento.
A preservação isolada de sedimentos desta sequência tectono-sedimentar OS indica uma
atividade tectônica formadora e deformadora de grande magnitude e não apenas regressão marinha. As
seções sísmicas disponíveis ainda não revelaram a geometria destes baixos.
Em superfície, existe angularidade local de até 6 graus na discordância Furnas sobre Vila
Maria na rodovia Piraí Arapoti (Moro et al., 1990).
Na área de São Luiz do Purumã (rodovia Curitiba-Ponta Grossa) uma ocorrência isolada da
Formação Iapó mostra complexas relações espaciais, embora as relações de contato não sejam visíveis
(fig. 19). De qualquer maneira, é notável uma deformação pré-Furnas que afeta o diamictito pré-glacial.
Os arenitos do pacote C poderiam ser pré-Iapó, colocados ao lado por falha. A discordância pré-Furnas
seria a superfície (3) e não a (3a).
Um aspecto interessante das relações é o fato de que os sítios com preservação das SG's
inferiores não é o mesmo dos sítios das superiores (diamictitos Iapó e siltitos Vila Maria). Ao mesmo
tempo, os sítios de sedimentação das partes superiores sobre passaram os sítios de acumulação de maiores
espessuras dos arenitos Alto Garças (parte inferior).
Esta relação entre as SG's inferiores e superiores mostra uma importante regularidade no
registro geológico, tal como notado por Soares et al. (1990). A comparação do perfil AG-1-GO, RI-1-PR
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
e as seções de superfície na área de Vila Maria (fig. 18) mostra esta notável dicotomia
tectono-estratigráfica. Da mesma maneira, o perfil do furo de Seara, mostra grande espessura dos arenitos
basais, quando comparado com o de furos vizinhos.
A STOS tem maior preservação a oeste, nos furos AS (Paraguai) e DO-1-MT e na faixa
aflorante no Paraguai. A seção inferior com cerca de 600 m, até hoje atribuída ao Aquidauana e Furnas,
parece ser correlata às Formações Eusébio Ayala, Cerro Jhu e Tobati, do Ordoviciano (fig. 15) (Assine e
Soares, em prep.). O intenso enriquecimento em minerais de ferro nos sedimentos destas unidades
revelam águas frias, às margens de terrenos glaciais.
2o. Sequência Tectonossedimentar Devoniano-Mississipiana (STDM)
Esta sequência é bem desenvolvida na bacia e tem boa continuidade lateral. Os principais
elementos estratigráficos constitutivos estão representados na figura 15. O ponto mais contraditório é a
base da sequência e já foi dicutido atrás (ver fig. 18), concluindo-se pela base do Furnas (Assine e Soares,
1989). Um aspecto notável na sequência é o adelgaçamento e o afinamento na granulometria do Furnas
para oeste, com relação aos furos ASU-1 e 2. As seções das figuras 16 e 17 mostram pequenas variações
longitudinais na bacia, embora transversalmente ocorram grandes variações.
Foram identificadas 12 sequências gradacionais (SG) na sequência tectonossedimentar
(STDM); seis dentro do Furnas e seis no Ponta Grossa. As duas SG's basais são degradacionais;
reduzindo-se o nível de energia do macroambiente. Na parte leste, estas SG's mudam para progradacionais
indicando uma atividade tectônica de soerguimento a leste (compare-se CN-1 com PH-1, fig. 17), por
exemplo. Estas SG's inferiores estão ausentes em alguns furos (p. ex. SA-1-SP), indicando altos tectônicos
contemporâneos com a fase inicial da sedimentação devoniana.
A SG superior transicional está ausente em várias seções, indicando um hiato deposicional. A
presença desta SG (6) é indicadora de suprimento elevado, impedindo a rápida inundação pelo mar
devoniano.
Na figura 16 são mostrados fracos indicadores de tectônica inicial, caracterizadas pela
omissão por não deposição, na SG inferior. Na figura 18, esta feição é mais clara, com ausência da SG-1.
É notável a correlação das sequências gradacionais, com perfis de furos distantes cerca de 100 km.
Na Formação Ponta Grossa estão os melhores indicadores. As SG's apresentam excelente
correlação, entretanto em vários locais estão ausentes por erosão. Indicamos os sítios de erosão anômala
relativos aos de preservação, interpretando-os como resultado de cinemática diferencial em falhamentos.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
As SG's da Formação Ponta Grossa têm preservação muito irregular. Entretanto, como pode
ser visto nas seções estratigráficas (fig. 16 e 17), têm uma boa correlação.
A primeira é degradacional, passa, acima, para a superfície de máxima inundação do
Jaguariaíva. Grada lateralmente para arenitos. As duas seguintes são progradacionais; as três
correspondem ao membro Jaguariaíva. A terceira, para norte é omitida na disconformidade pré-Tibagi,
indicando atividade tectônica na área fonte a norte e a leste, do tipo soerguimento de charneira marginal;
pode ser interpretada como contemporânea a uma redução do comprimento de onda da flexão e em virtude
de compressão litosférica.
A quarta SG é degradacional, correspondendo ao membro Tibagi, conforme a correlação de
Popp e Barcellos-Popp (1987). A quinta é também degradacional, atingindo o nível de mínima energia,
máxima inundação no seu final (folhelhos São Domingos). A sexta é progradacional, indicando uma
regressão e assoreamento do mar. As duas últimas correspondem ao membro São Domingos.
A boa correlação destas sequências e a ausência por erosão em perfis muito próximos, indica
uma intensa atividade tectônica local contemporânea como o soerguimento e erosão.
Existem muitos e bons indicadores desta tectônica. A seção em painel da fig. 20, nivelada na
discordância pré-pensilvaniana mostra bem a tectônica desta idade. A seção cruza a faixa de fraturamentos
PT-3, uma das principais zonas de falhas NE da Bacia do Paraná.
A zona de falhas situa-se entre os furos CA-3 e CA-2, MO-1 e MO-2, R-1 e O-1, passando por
QT-1 e SA-1. Para sul, estende-se para Chapéu do Sol, entre os furos CS-1 e CS-2. O bloco noroeste foi
predominantemente o bloco baixo desta zona de falhas, embora ocorram inversões.
Em seções sísmicas é evidente esta atividade tectônica pré-pensilvaniana. A figura 30 mostra
um trecho de seção sísmica na área de Campo de Fora. Corresponde à zona de fraturamento PT-2, paralela
e a cerca de 50 km a sul da PT-3. Observam-se refletores com mergulhos mais elevados truncados na
discordância e abrupta mudança de espessura na zona de falha.
É difícil identificar a geometria e estilo associado com esta deformação, em virtude das
deformações superpostas posteriormente. Boas seções sísmicas deverão no futuro definir as características
geométricas e dinâmicas. Também nesta sequência é notável que as zonas de espessamento anômalo na
fase inicial da sequência apresentam menor preservação na erosão subsequente.
Na figura 2, esta característica da superfície erosiva pré-pensilvaniana é mais evidente. As
sondagens são bastante próximas; em alguns casos, apenas 1 km. A omissão por erosão é em blocos de
falhas.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Apesar de ser fracamente definida, a reversão na cinemática dos indicadores de falhas (por ex.,
entre AG e RA-1-GO), da tectônica inicial, comparativamente à terminal, está presente.
3o. Sequência tectono-sedimentar Pensilvaniana-Permiana (STPP)
Esta é a sequência tectono-sedimentar melhor desenvolvida na Bacia do Paraná. Corresponde
a sequência Delta de Soares et al. (1974; 1978). As principais características e designações estratigráficas
são apresentadas na figura 15 e nas seções das figuras 16 e 17.
Cerca de quarenta e cinco sequências gradacionais são bem caracterizáveis na STPP. As
primeiras SG's são de ocorrência restrita a baixos tectônicos percursores, com espessos pacotes de arenitos
conglomeráticos. É evidente o controle tectônico nestas sequências basais, que compõe o membro Cuiabá
Paulista de França e Potter (1988), como já haviam concluído estes autores.
As seis primeiras sequências são fortemente variantes lateralmente e na vertical, entre
degradacionais, agradacionais e progradacionais, indicando um elevado grau de influência da tectônica
local.
A primeira transição sequência degradacional-progradacional ocorre na associação glacial de
Tarabaí-Elias Fausto. O ciclo se repete, culminando no mínimo de energia (máximo de entropia) dos
sistemas deposicionais na transgressão Capivari-Mafra do limite Pensilvaniano-Permiano. Nesta
sequência, os movimentos tectônicos haviam se estabilizado.
As SG's pós-Capivari são progradacionais, um novo ciclo dominado por suprimento maior
que subsidência, mas com abundantes deltas, cujos depósitos se classificam em Formação Rio do Sul
(SC), Tietê (SP) e Taciba (interior da bacia) (fig. 16 e 17).
Uma SG agradacional glacial ocorre generalizadamente fechando a glaciação permiana
(membro Chapéu do Sol). Após este evento glacial, nova transgressão marinha (Budó-Passinho),
correspondendo a uma superfície de Máxima Inundação, superposta por uma sequência agradacional. O
macroambiente atinge o máximo de energia no membro Triunfo da Formação Rio Bonito, ao final de uma
sequência progradacional.
É notável a coexistência de SG's dominadas pelo nível do mar, incluindo depósitos marinhos,
com associações glacígenas, numa aparente contradição com o abaixamento do NM esperado para as
épocas glaciais.
Esta relação deve ser explicada pelo fato de que nos períodos glaciais (Itu, Tarabai-Elias
Fausto, Campo Mourão-Gramadinho, Chapéu do Sol-Pitanga), as áreas-fonte eram cobertas por gelo e
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
rebaixada por sobrecarga. Como a subsidência progredia, formava-se espaço para o avanço dos corpos de
água, mesmo com nível baixo, especialmente nas deglaciações. Assim dentro destes períodos, nos eventos
interglaciais e deglaciais, ocorria a extensiva deposição marinha.
Fora dos períodos glaciais (Cuiabá Paulista-Porto Feliz, Capivari, Tietê) ocorria a intensa
ressedimentação aquosa, tanto em ambiente subaéreo como subaquoso, dos depósitos inicialmente
acumulados nos sítios glaciais, que passam a ser regiões de soerguimento para ajuste isostático. O aporte
torna-se maior que o espaço gerado pela subsidência, provocando o assoreamento dos lagos e mares.
Na parte noroeste da bacia, mais afastada da região de dispersão dos sedimentos glaciais do
interior do continente de Gonduana, depositaram-se sedimentos mais pelíticos, arenitos finos, proporção
menor de diamictitos e enriquecimento em minerais oxidados de ferro (Formação Aquidauana),
dificultando a correlação.
Esta forte influência da deglaciação como geradora de matéria e energia para transporte,
dificulta a identificação de efeitos tectônicos por variação lateral e vertical nas SG's.
A partir da sequência Passinho, a correlação é mais fina, permitindo detalhamento
estratigráfico para toda a parte leste da bacia. Este detalhamento é apresentado nas figuras 22, 23 e 24.
É evidente a diferenciação da bacia em duas províncias na época, Artinskiano a Kunguriano; a
bacia foi submetida novamente a falhamentos, tal como observado em várias bacias carboníferas. A
abundância de informações associadas à prospecção de carvão neste intervalo, permitiu intensificar e
obter mais detalhes sobre a tectônica permiana.
A sequência Passinho tem distribuição restrita a um sítio deposicional em forma de golfo
limitado por zonas de fratura, a PT-3 e a PT-10 e 12. Estas duas zonas de falhas, correspondem no
embasamento aos falhamentos de Jacutinga (PT-3) e Major Gercino (PT-12). A atividade contemporânea
destas falhas, com o lado baixo voltado para o norte de Santa Catarina e para o sul do Paraná é evidente. A
norte de PT-3 (São Paulo), o bloco alto teve seus depósitos glaciais expostos, oxidados e erodidos,
provocando a disconformidade pré-Tatuí.
A atividade tectônica continuou durante a deposição das sequências Passinho e Triunfo. A
norte e sul ocorria erosão. A extensa disconformidade pré-Tatuí, no norte do Paraná e São Paulo,
corresponde a este bloco de terras altas que funcionou como área-fonte para os deltas do Kunguriano
como será visto adiante (fig. 40); este contexto ajusta-se as direções de correntes dirigidas para sul no
norte do Paraná (figs. 22 e 23).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Esta atividade tectônica na zona de falhas da faixa PT-3 foi examinada com maior
documentação em Soares (1991, inédito). A estrutura foi denominada Pitanga-Quatiguá e constitui apenas
um segmento de uma faixa estrutural ativa até o presente.
As SG's seguintes passam a ter distribuição generalizada em toda a bacia, com boa correlação,
sendo identificada por nomenclatura estratigráfica consagrada:
(1) Paraguaçu, progradacional, dominada por nível do mar, no centro e norte, e
degradacional, dominada por tectônica no sul (sg 3 da fig. 24);
(2) Siderópolis - Palermo inferior, degradacional, bem desenvolvida na parte sul da bacia
(sg 2 da fig. 24);
(3) Palermo Superior, contendo em sua base o nível de máxima inundação (fig. 23; sg da fig.
24);
(4) Taquaral, degradacional;
(5) Assistência, progradacional (aumento da espessura dos bancos de baixo para cima);
(6) Serra Alta, degradacional.
Em todas estas sequências, encontram-se fracos indícios de atividade tectônica. A baixa
subsidência do bloco situado a noroeste da faixa PT-3 é uma característica comum. Isto é evidente nas
figuras 16 e 23, entre os furos CS e CM, Paraná.
Nas diversas sequências que compõem as formações Teresina e Serrinha, predominam
sequências progradacionais, com transição para degradacionais na Formação Morro Pelado.
Os indicadores de tectônica são muito frágeis e estão anotados na seção. Esta discordância foi
objeto de investigação mais detalhada para detectar eventuais sequências com preservação anômala em
blocos de falha (Baggio, Constantino, in Soares, 1991). Apenas em alguns casos conseguiram-se
resultados positivos, por exemplo nos furos RO-1 (baixo), comparado com CS-1 (alto), ou AP-1 (baixo),
comparado com SJ-1 (alto), todos no Paraná.
4o. Sequência Tectonossedimentar Triássico-Jurássico (STTJ)
Corresponde a depósitos de clima árido, associados a uma província desértica. Os horizontes
de correlação são muito pobres. Entretanto, o critério de separação em sequências gradacionais permitiu
identificar pelo menos seis sequências na parte norte-noroeste da bacia (fig. 16 e 17).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
As primeiras sequências foram depositadas em pequenos baixos tectônicos, onde se
desenvolveram sistemas lacustres, fluviais e eólicos. Nestas sequências é notável a inversão dos sítios
baixos e altos em relação aos sítios de preservação das sequências pré-discordância.
A seção mostra uma progressiva expansão da bacia, devendo corresponder a flexão com
relaxação de tensões na litosfera.
VI – TECTÔNICA DA BACIA
Em todos os mapas apresentados, tivemos a oportunidade de verificar a associação das
estruturas no interior da bacia com estruturas do embasamento. As cinco direções principais, Paraná
(NE25E), Pitanga (N60E), Rio Ivaí (N45W), Rio Piquiri (N70W) e Goioxim (N20W), subsidiariamente e
Tapirapui (NS) e uma sétima, aqui designada Paranapanema (EW), de diagnóstico difícil em imagens de
satélite, estão presentes no embasamento (fig. 25).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 25 – Comparaçao entre as principais direções estruturais na região da Bacia do Paraná, com
dados obtidos em imagens de satélite e em afloramentos.
Os lineamentos obtidos em imagem de satélite, na área do escudo (Góis et al. 1985), no
Paraná, na escala 1:500.000, revelam o efeito acumulado de estruturação, de tal forma que os diques de
diabásio têm uma frequência tão grande quanto as direções do dobramento. Já as lineações em imagem
Landsat, 1:250.000, correspondentes a traços de fratura, ou seja, aquelas não associadas com elementos
morfoestruturais positivos, apresentam um padrão bastante discriminador de direções estruturais.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Soares (1987) atribuiu estas direções aos processos deformacionais tardi-colisionais,
associados a intensa tectônica transcorrente na região, conforme foi visto na fig. 9. A direção N5-20W
(Goioxim) aparece como moda importante e no campo apresenta veios de quartzo e mineralizações de
Pb-Ag, com cinemática anti-horária.
A direção N55-60E (Pitanga) é a direção mais importante em termos de extensão e
deformação; corresponde à transcorrência principal do sistema de transcorrência sudeste (Cubatão,
Jacutinga, Major Gercino, etc.), com cinemática horária, no final do Proterozoico e anti-horária no início
do Paleozóico (Bacia de Castro; Soares, 1987).
A direção N25-45E (Paraná), é bastante desenvolvida e corresponde a um leque de falhas de
empurrão de alto ângulo até falhas mistas, com rejeito mergulho acima e lateral direito (fraturas P, do
sistema Lancinha; Fassbinder, 1990). No início do Paleozóico funcionaram como falhas normais (p. ex. a
borda leste da Bacia de Castro).
As direções N70W (Piquirí) e N45W (Ivaí) correspondem a fraturas distensionais do sistema
de transcorrência neoproterozóica.
Estas direções não apresentam os mesmos azimutes médios em todos os blocos. Como era de
se esperar, variações locais são comuns associadas ao regime local de tensões. Uma feição muito comum
no campo é a presença de fraturas com mesma cinemática, mas com azimutes a 10-20o da direção esperada
como principal. Assim tem-se duas modas ou aglomerados de direções como a PQ e M1 ou a GOa e GOb
a PRa e PRb. Atribuímos estas modas duplas às fraturas de 2a ordem tardias em relação à falha principal.
As determinações de fraturas com origem seguramente pré-cambriana são obtidas quando
associadas a mineralizações de idade conhecida. As juntas com veios de quartzo-sulfeto auríferos foram
obtidas no Granito Passa Três (600 Ma; Soares e Góis, 1987), um granito sincinemático à Falha da
Lancinha. O regime é semelhante ao descrito, ressaltando as fraturas N70-80E, sintéticas à Lancinha,
porém predominando as distensionais (N70W).
Na bacia, estruturas medidas no campo, em diabásios, na área do arco de Ponta Grossa, com
indicadores cinemáticos, revelam um padrão similar porém com uma história cinemática complexa,
pós-vulcanismo Serra Geral. Entretanto, não existem indicadores de maiores deslocamentos em diques de
diabásio. Dezenas de metros de rejeito são valores frequentes, porém não quilômetros.
A boa relação das direções de fraturas precambrianas no embasamento e mesmo pós-basaltos
na bacia, refletem a aplicações de tensões através do embasamento.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Os dados sísmicos disponíveis na bacia, ainda que com deficiente resolução, revelam
interessantes feições cinemáticas e geométricas. Na figura 26 é apresentado um mapa com superposição
das estruturas mapeadas em diferentes níveis, incluindo os de superfície, na área de Cuiabá Paulista,
Pontal do Paranapanema. A interpretação sismoestrutural, que serviu de base, foi feita por geofísicos do
Consórcio Paulipetro (1982).
Tendo em vista que as superfícies estratigráficas são sub-horizontais, o rejeito vertical é fácil
de definir, porém não o horizontal, dificultando caracterizar falhas transcorrentes. As falhas de direção NE
(Pitanga) são bem evidentes. São mapeadas nos horizontes Devoniano, Permiano, Cretáceo e
pós-Cretáceo (pós-Bauru).
Direções NW (Ivaí), também direções NS (Tapirapui) e EW (Paranapanema) são mais raras.
O eixo das estruturas nomeadas variaram nas estruturações dos diferentes eventos. A direção
NE (Paraná) é a comum no Permiano e Devoniano. O arranjo geométrico na estruturação destes
horizontes é de dobras escalonadas em zona de transcorrência nordeste, para uma cinemática lateral
direita. A direção MI corresponde a fraturamento antitético.
O mesmo padrão geométrico é encontrado em mapas de análise e interpretação de dados
aeromagnéticos. Na fig. 27 apresentamos um exemplo reduzido dos mapas aeromagnéticos de campo total
levantados pela Encal para o Paulipetro. Direções N45E, N60-70W e EW são as dominantes. São
lineamentos e zonas magnéticas, que pelo comprimento de onda representam estruturas do embasamento.
A área é uma das que apresentou maior atividade tectônica, em função dos dados disponíveis.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 26. Mapa estrutural na estrutura de Cuiabá Paulista, sudoeste do Estado de São Paulo,
mostrando as relações estruturais entre os elementos obtidos em mapas de contorno estrutural,
com dados sísmicos, em diferentes níveis estratigráficos e na superfície atual. O arranjo
geométrico das estruturas mostra um estilo de dobras escalonadas associadas a transcorrências
NE, lateral-direita (estrutura delineada com seta corresponde a morfo-estrutura; traço grosso,
topo do Permiano; traço fino, topo do Devoniano).
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Figura 27. Mapa simplificado de parte da área investigada com os principais elementos
magnetoestruturais e sua interpretação tectônica. Faixas anômalas positivas em pontilhado;
traços constituem limites com elevado gradiente ou inversão da polaridade. Contornos em –
100, -50 e +50 nT. Nota-se nítida orientação NE para as zonas anômalas correspondentes a
fontes profundas. Nas proximidades dos diques (NW), as flexões sugerem rotação horária, nas
falhas pretéritas. A comparação com mapas geológicos e paleotectônicos, mostra a mesma
combinação geométrica de falhas: direções Pitanga (N50-70E), Paranapanema (N80-90E),
Piquiri (N60-70W) e Ivaí (N45W). Movimentação horizontal é sugerida pelos deslocamentos
nos traços e pelas formas de rombograben.
Mapa geológico estrutural com mais detalhes na área dos poços CA's é mostrado na figura
seguinte.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
A faixa estrutural PT 3, cruza a área no falhamento FEPQ. A geometria da estruturação indica
um movimento lateral esquerdo na direção MI (falhamentos Cândido de Abreu e Rio Alonso).
O mapa geológico de detalhe na área de Cândido de Abreu (CA) mostrado na fig. 28, permite
aprofundar a compreensão da organização estrutural, que aparece mais complexa, à medida que se
examina com mais detalhe. A tectônica mapeada é pós a sinvulcanismo Serra Geral. Altos e baixos
estruturais se sucedem. A zona entre as falhas de Pinhalzinho e Marrequinhas corresponde a faixa PT3,
falhamento Pitanga-Quatiguá (FEPQ). As falhas S. da Mesa e Cândido de Abreu (MI-2) representam um
"horst" associado ao flanco sul do Arco de Ponta Grossa.
Em relação à direção PT (N60), as estruturas NE da área (N 30-45E e N70-80E), incluindo
aquelas presentes na fig. 27, são oblíquas, indicando um arranjo de fraturas secundárias, tipo P e S.
A zona de falhas NE central apresenta geometria de falha reversa de alto ângulo em relação ao
contorno estrutural em horizonte-guia do Serrinha (Permiano). Já no Triássico-Jurássico, o bloco baixo
está a oeste, com rejeito aparente no sentido do mergulho. As mesmas falhas NE apresentam rejeitos
horários para movimentos tardi ou pós-vulcanismo.
No corte estrutural abaixo, é mostrado o furo CA-3 cortando o falhamento reverso. As
variações de espessura nas Formações Ponta Grossa e Itararé são indicadores de falhamento reverso na
época da discordância pré-Pensilvaniana, preservando a maior espessura da Fm. Ponta Grossa a lesta da
falha. Em oposição, no Grupo Itararé, a maior espessura a oeste da falha indica falhamento normal. Isto
significa uma tectônica distensional no vetor da tensão normal, na época da sedimentação Itararé.
Correlação fina nos perfis destes poços mostram que o intervalo basal do Itararé (Formação
Lagoa Azul, de França e Potter, 1988) responde por esta variação de espessura, correspondendo a
depósitos associados a baixos estruturais sinsedimentares. Também na base da Formação Rio Bonito
(membro Triunfo) ocorre este espessamento.
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Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 28. Mapa e corte geológico-estrutural simplificado da estrutura de Cândido de Abreu
com contorno em nível em horizonte estratigráfico no Rio do Rastro. As falhas mostram
rejeitos invertidos no Devoniano em relação ao Pensilvaniano e no Permiano em
relação ao Triássico. Deslocamentos horizontais pós-Serra Geral.
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Situação similar à de Cândido de Abreu é documentada em Chapéu do Sol (CS-1, CS-2) e em
Monjolinho (MO-1, MO-2, figs. 20 e 21). Esta dicotomia, maior espessura nas sequências basais da
unidade superior (Itararé), menor preservação nas superiores da unidade inferior (Ponta Grossa) e
vice-versa, está presente em toda a bacia.
Para caracterizar outra faixa, dois trechos de interpretação de seção sísmica são mostrados
(figs. 29 e 30). O primeiro, com direção NW-SE, mostra uma geometria geral em corte da deformação
acumulada. O controle de espessuras é feito com o perfil do furo LS-1-PR, próximo do local. O segundo é
aproximadamente paralelo ao primeiro, porém deslocado para sudoeste.
Sobressaem-se as falhas subverticais, com rejeitos, ora mergulho abaixo, ora acima.
Estruturas flexurais ou dobras suaves, mas com desníveis verticais elevados. Nota-se interessantes
diferenças de rejeitos nos diferentes horizontes estratigráficos. Também as variações de espessura são
sugestivas de tectônica contemporânea.
Uma ilustração mais detalhada da geometria destas é apresentada na figura 30. Correspondem
a seções com direção NW-SE, cortando a mesma faixa estrutural (PT-2). A primeira mostra falhas com
arranjo geométrico dos horizontes lito-estratigráficos e possivelmente sills, tipicamente de uma estrutura
em flor negativa, com maior complexidade para baixo. Estruturas flexurais falhadas, com rejeito total de
até 400 m. O caráter transcorrente é marcante.
É perceptível a variação de espessuras nos grupos Itararé e Paraná. Especialmente na seção da
figura 31B, é notável que o lado com discordância angular indicadora do bloco alto na discordância
pré-Pensilvaniana, tem-se espessamento do Grupo Itararé, evidenciando a inversão da cinemática da zona
de falha.
Falhas reversas no pacote permiano passam a normais na base dos basaltos. Falhas normais à
esquerda indicam mudança no regime cinemático da falha nas diferentes sequências.
Este padrão estrutural complexo, porém simplificado na estruturação pós-basalto, se reflete na
superfície como feixes de fratura, flexuras, domeamentos e embaciamentos estruturais com expressivas
feições morfológicas.
Na figura 31 apresentamos alguns resultados de análise e interpretação morfo-estrutural feita
por Soares et al. (1981). Das cem morfo-estruturas identificadas, vinte foram checadas no final do
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programa Paulipetro e algumas mapeadas com sísmica. Os diagramas de bloco mostram os tipos
dominantes de arranjos estruturais:
Figura 29. Interpretação simplificada de seções sísmicas sobre as faixas estruturais PT-2 e PT-3,
mostrando a estruturação caracterizada por falhas subverticais e de forte inclinação e flexuras.
O regime das falhas mostra cinemática diferencial (Prospecto Rio Segredo e Campo de Fora,
seções sísmicas do Paulipetro).
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
Figura 30. Trechos de seções sísmicas de rio Segredo e campo de fora (PR), mostrando estruturação em
flor típica de transcorrências e falhas reversas.
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Figura 31. (Soares et al. 1981) Mapa de Interpretação Morfoestrutural, mostrando linhas de forma e
lineamentos selecionados
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o tipo flexura pode ser gerado sobre falha com rejeito lateral, podendo se apresentar escalonado em
relação à estrutura principal. Os mesmos arranjos são encontrados com a forma dômica, elíptica. Cerca de
30% das formas dômicas tem eixo maior entre N 20 e 30, o que sugere ser esta a direção perpendicular ao
principal encurtamento pós-basalto.
Um aspecto interessante se ressalta na parte noroeste do mapa: trata-se da mudança de padrão
das linhas de forma entre as faixas estruturais PT 4 e PT 5. Estas faixas estendem-se até Ribeirão Preto,
correspondendo a forte anomalia gravimétrica indicadora de transcorrência (Haralyi, com. pess.) no
interior da bacia.
Os principais alinhamentos marcados em morfoestruturas revelam bem o caráter de faixa
estrutural, correspondendo a zona de anomalias de mergulho e de fraturamento.
O caráter antigo da estruturação Pitanga é revelado no mapa da fig. 32. O gradiente de
variação das espessuras da série Rio Tietê (grupos Itararé e Guatá) se apresenta com forte mudanças em
algumas zonas orientadas para NE. A faixa PT 3 é a mais anômala, indicando atividade mais intensa. É
interessante notar que não existem indicações de atividades na direção do Arco de Ponta Grossa, o que
sugere que este arco é realmente uma feição estrutural do Mesozoico.
A comparação dos dois mapas de contorno estrutural da Formação Irati, um no eo-Cretáceo
(fig. 33a) e outro no presente (fig. 33b) revela a intensa atividade formadora do atual Arco de Ponta Grossa
posterior ao vulcanismo basáltico. A bacia do Grupo Bauru se desenvolve a nordeste da faixa PT 3.
Na movimentação pós-Bauru, uma intensa compartimentação em blocos limitados por falhas
nas direções M1, PQ, PT e GO construiu o atual arcabouço estrutural. É interessante notar que a faixa
estrutural PT 3 mostra-se como um alto estrutural, com rejeito inverso, contrário ao mergulho regional na
bacia, no falhamento sul, como pode ser visto nos perfis dos furos de Cândido de Abreu.
Este alto é delineado com mais detalhe sobre a faixa PT 3 entre Cândido de Abreu e Sarutaiá
na fig. 34. Nesta figura a mesma característica do arcabouço regional está presente; estruturas nordeste
(PT) são modificadas por falhamentos noroeste (RI) à charneira do arco essas feições são mais evidentes
no mapa da superfície.
Com mais detalhe, a figura 34 mostra os indicadores cinemáticos pós-Permiano, sobre esta
mesma faixa estrutural (PT 3). A figura 34A apresenta elementos estruturais atuais: os falhamentos NW,
com diques de diabásio e elevados rejeitos, caindo para norte e para sul, respectivamente a norte e a sul da
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charneira do arco de Ponta Grossa. Pequenas falhas, com direção N50E estão presentes. Estão
representadas também jazidas de carvão, depósitos de urânio e anomalias para metais básicos.
Figura 32. Mapa de isovariação das espessuras da Série Rio Tietê associada aos principais
falhamentos (modif. Soares et al. 1982).
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Figura 33A. Arcabouço estrutural da bacia no Eo-Cretáceo, com a tectônica que antecedeu a bacia do
Grupo Bauru (grandes lineamentos estruturais e contorno estrutural do Irati menos o contorno
da base do Bauru).
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Figura 33B. Arcabouço estrutural atual, com contorno estrutural na Formação Irati, associado a
deslocamentos em falhas NE e NW.
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Figura 34. A. Geologia simplificada da faixa Cândido de Abreu-Sarutaiá, com os principais elementos
estruturais (jazidas de carvão, preto; depósito e anomalias de Urânio, em tracejado; anomalias
para metais básicos, em pontilhado).B. Contorno estrutural na Formação Irati, com base furos
para carvão, urânio e petróleo (120 sondagens).
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A figura 34B apresenta o contorno estrutural atual da Formação Irati (base). Agora a faixa se
caracteriza por um alto flexural, com várias falhas subparalelas. A geometria de alto alongado, com falhas
longitudinais apresentando rejeitos para lados opostos, é característica de falhas transcorrentes de
pequenos deslocamentos. Como tem-se um alto central, deve ser transcorrência compressional (tensão
normal é compressional).
Esta deformação é acumulada, pós-Irati. O que aparece claramente, pelo arranjo geométrico, é
que a estruturação de altos e baixos NW é inteiramente superposta, não contemporânea, pois não sofre
variações na zona de falhas NE.
Falhas em torno de N 55 E com blocos baixos ora para noroeste, ora para sudeste,
subsidiariamente N 30-35 E (p. ex. Siqueira Campos e N 80 E (p. ex. Ibaiti) formam uma zona de
fraturamento com cerca de 25 km de largura (falhamento Pitanga-Quatiguá). De forma similar, falhas com
direção N 45 W, preenchidas por diabásio, com variações para N 60 W formam quatro faixas com 20 km
de largura: (z. f. de Cândido de Abreu, z. f. Rio Alonso, z. f. São Jerônimo, z. f. Fartura). As duas primeiras
têm bloco baixo para o sul e as outras para norte, definindo a charneira do Arco de Ponta Grossa como um
horst.
A área apresenta um complexo padrão de fraturamento e considerando indicadores
cinemáticos em estrias de falha (Nogueira Filho em Soares et al., 1991), o padrão dominante é de falhas de
alto ângulo, rejeito direcional, algumas com rejeito mergulho acima e outras mergulho abaixo.
Não se dispõe ainda de informações apropriadas para caracterizar a intensidade da deformação
pré-Triássica. Entretanto, tanto o alto estrutural de Cândido de Abreu (fig. 28) como no da Neblina
(Sarutaiá) a deformação, incluindo mergulhos e fraturamento é mais intenso nas rochas permianas que
mesozóicas (Pirambóia, Botucatu).
A mesma característica é encontrada em várias estruturas, como no flanco norte do Domo de
Pitanga (falhamento Rio das Pedras-Ipeúna; Soares, 1974), onde as falhas desaparecem sob a cobertura
Triássica. Entre Charqueada e Ipeúna (São Paulo) existe um conjunto de três falhas no topo da Formação
Corumbataí em afloramento que são falhas reversas, posteriormente injetadas por diabásio, não
identificadas na Formação Pirambóia. Isto indica uma história deformacional compressiva pós-permiana e
pré-Pirambóia e distensional no eo-Cretáceo.
Nas seções estratigráficas das figuras 16 e 17, verifica-se também que, em vários lineamentos,
entre perfis de poços, a movimentação tectônica na erosão pós-Permiana foi invertida no início da
sedimentação Pirambóia.
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A contínua movimentação nestas estruturas NE pode ser avaliada também na faixa PT 4 e PT
5. Observa-se na figura 35, em dois cortes geológicos de direção NW (DAEE, 1975), cruzando estas
estruturas, duas feições bastante interessantes.
Entre São Carlos e Araraquara ocorre uma forte flexura, com falhamento durante a erosão
pré-Bauru, em virtude da variação de espessura preservada não basaltos da Formação Serra Geral. Após a
deposição do Grupo Bauru é retomada a atividade tectônica com o mesmo sentido, deixando os
remanescentes atuais do Bauru a leste da falha, no planalto de São Carlos em posição sobrelevada
relativamente ao bloco noroeste.
A movimentação tectônica destas estruturas NE no pós-Cretáceo ainda é pouco conhecida. No
Grupo Bauru ocorrem raros indicadores de falha. O topo da superfície pré-Bauru apresenta um
paleorelevo localmente acentuado, conforme mostram os mapas de contorno estrutural (p. ex. Soares,
1981).
Fraturamento e pequenas falhas foram identificadas neste Grupo. A estrutural de Piratininga
(furo PA-1-SP) foi detalhada (Paulipetro), mostrando-se como um alto em zona de falha (PT 4), com
movimentação intensa (rejeito vertical maior que 500 m, dobras de arrasto subverticais), afetando até os
basaltos. Afeta também o Grupo Bauru com prováveis rejeitos verticais ultrapassando 200 m.
Na estrutura dômica de Cuiabá Paulista associada a PT 6, o Grupo Bauru (Formação Santo
Anastáceo) está deformado suavemente, amplitude de 20 m, com falha de 10 m próximo ao poço
CB-1-SP.
No corte de Piraçununga, também a zona de fraturamento PT 4 está representada por um
número expressivo de falhas, incluindo falhas reversas na altura de Porto Ferreira e se estendendo para
Santa Rita do Passa Quatro e Tambaú.
Outro aspecto notável é a carência de diques e a elevada densidade de sills intrusivos nas
proximidades das estruturas NE (Soares, 1984; Rel. DOCEGEO); sills de Porto Ferreira (Cachoeira das
Emas), Tambaú e Cajurú, associados a PT 4; sills de Reserva, Sapopema, Salto Itararé, Fartura e
Limeira-Cosmópolis, associados à faixa PT 3.
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Figura 35. Corte geológico estrutural, com base em poços, sondagens geofísicas para água
subterrânea e afloramentos (DAEE, 1975), mostrando a atividade tectônica pós-basalto e
pré-Bauru e pós Bauru.
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Esta feição revela um caráter compressional das tensões normais aos planos destas zonas de
fraturamento na época do vulcanismo, dificultando o acesso do magma até a superfície, para a formação
de diques.
As estruturas NW têm uma monotonia maior na história deformacional. Foram ativas no
permo-carbonífero, conforme revelou o mapa de isovariação, porém em menor intensidade que aquelas de
direção NE. Ferreira (1982) e França e Potter (1988) atribuem grande importância aos lineamentos
estruturais NW, para explicar as variações de espessura no Itararé. Entretanto, os mapas de contorno
automático, os resíduos de análise de tendência e os variogramas de espessura da Série Rio Tietê (Soares
et al., 1982) mostram que as direções MI (N 45 W), PR (N 20-30 E) e TP (NS) não tiveram influência
maior na variação das espessuras.
O estudo da variabilidade espacial das espessuras da Série Rio Tietê com variogramas (fig. 36)
e a análise direcional destas variâncias (fig. 37). confirmam estas influências. Mostram também que a
direção NS é a de maior variância, ou seja, cruza com maior frequência estruturas que controlaram as
espessuras. A EW, contrariamente, é a direção de menor variação (Soares, 1988).
Figura 36..Variogramas direcionais de espessuras da série Rio Tietê (Cs-Pm) (seg. Soares, 1982)
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Figura 37. Diagrama de isovariancias mostrando o principal controle tectônico sinsedimentar
permo-carbonífero em bacias leste-oeste por uma estruturação local ENE.
As estruturas WNW (direção Piquirí) e ENE (direção Pitanga), juntamente com a EW são
aquelas que dominaram a variação de espessura, correspondendo a direções de estruturação
contemporânea. O diagrama de isovariancias da figura 37 revela a influência das direções e a dimensão
das estruturas influenciadoras. Para estruturas de até 100 km, a maior influência é da direção Pitanga
(ENE), seguindo-se a Paranapanema (EW) e depois a Piquirí (WNW).
Esta interessante revelação da análise geoestatística se ajusta aos dados da área de Sapopema
(Paraná), na zona de falhas Pitanga-Quatiguá, faixa estrutural PT 3. Na área de Ibaiti, Figueira, Sapopema,
existem cerca de 600 furos para pesquisas de urânio e carvão (Saad e Morrone, 1973; Soares & Cava,
1982).
As variações finas de espessura do membro Triunfo (Artinskiano) mostram calhas EW (fig.
38) alojadas em zona de falha contemporânea de direção ENE. A morfologia da assembleia de estruturas é
indicadora de transcorrência na direção Pitanga. A abundância de grabens pode ser indicador de regime
extensional no plano de transcorrência (transtensão), porém, o alto central é indicador de regime
compressional.
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O alto central revela um paleorelevo erosional (Soares & Cava, 1972) na discordância erosiva
do limite Kasaniano/Artinskiano. Sobre este alto instalaram-se os grabens, como pode ser avaliado nas
figuras 38A e B, controlando a sedimentação do Triunfo e a formação de bacias carboníferas. Esta
organização estrutural e estratigráfica pode ser explicada por uma transcorrência compressional de
pequeno deslocamento na fase erosiva, e distensional na fase deposicional, sempre com a tensão principal
EW.
O caráter distensional é revelado em estruturas de afloramentos e em testemunhos de
sondagens do Membro Triunfo (fig. 39). Um testemunho de sondagens revela falhas em sedimentos
inconsolidados, retomada posteriormente após a consolidação. Cinemática mergulho abaixo e mergulho
acima pode ser identificada pelos indicadores.
Na figura 39B, uma representação panorâmica de um corte no Membro Triunfo, mostra uma
série de falhas com direção em torno de EW, direção dos grabens da figura 38 e rejeitos mergulho abaixo.
A rotação dos planos estratigráficos oposta à dos estruturais é indicadora de falhas normais antitéticas.
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Figura 38. A. Mapa de isópacas do membro Triunfo (Artinskiano-Kunguriano) com indicação
das falhas contemporâneas (Zona de falhas Pitanga-Quatiguá) e posteriores
(falhamentos Cândido de Abreu, FCA; São Jerônimo-Curiúva, FSJC; Fartura, FF).
B. Corte paleogeográfico nivelado na máxima inundação do Paraguaçu, mostrando
a provável organização das fácies e falhas, baseado em Soares & Cava, 1982.
(triângulos corresponde à localização dos furos cujos perfis e testemunhos foram
utilizados)
É interessante notar que a deformação cessa o início da deposição transgressiva do membro
Paraguaçú (Artinskiano), tal como é notado nas seções estratigráficas.
Um modelo evolutivo coerente com estas informações prevê uma fase compressional
este-oeste no final do Sakmariano (fig. 40), definindo uma paleogeografia de bacia subsidente estreita
ocupada pelo mar Passinho com charneiras submetidas à erosão; no Artinskiano ocorre extensão com
formação inicial de grabens e subsidência generalizada, acompanhada de transgressão no final.
Os principais componentes tectônicos e estratigráficos da bacia nesta fase são mostrados no
mapa da figura 41. Na parte leste, onde há bom controle estrutural e estratigráfico, a relação entre
estruturas NE e isópacas do membro Triunfo é muito boa, indicando uma acumulação controlada pela
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estrutura. Nota-se que as bacias carboníferas estão sempre junto às falhas maiores e no lado baixo. Este
arranjo explica também as direções de corrente opostas na Formação Rio Bonito.
Após ter examinado com mais detalhe os indicadores de tectônica sinsedimentar, voltamos
para rever a tectônica modificadora pós-Cretácea.
O diagrama de fraturas de cisalhamento verticais com indicadores cinemáticos, a partir de
medidas em diabásios na região do Arco de Ponta Grossa (fig. 42A), o exame de zonas de dilatação em
diques (fig. 42B) e de filões de fluorita do Terciário (fig. 43) são os dados referenciais.
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Figura 39. . Indicações de falhamento sinsedimentar: A) representação esquemática das relações
estruturais em testemunho de sondagem, no depósito de carvão de Campina dos Pupos (Telemaco Borba
(PR),indicando falhamento penecontemporâneo com a sedimentação no membro Triunfo da formação Rio
Bonito,; ..(B) Exposição na cava da mina de Campo Alegre (Klabin), norte do Paraná. Nota-se o regime
extensional sinsedimentar para falhas E-W, na transição Triunfo-Paraguaçu, Artinskiano-Kunguriano.
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Figura 40. Controle tectônico na paleogeografia do final do Sakmariano ao Artinskiano na evolução do
Grupo Guatá.
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Figura 41. Controle tectônico na distribuição das fácies, espessuras e depósitos de carvão no Grupo Guatá
(Permiano Médio).
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Figura 42. A. Diagrama de fraturas subverticais com indicadores cinemáticos em diabásios na região
do arco de Ponta Grossa; B. Dilatação em diques; C, D, E. Decomposição em
indicadores compatíveis e interpretação dinâmica. O regime 42 D, provavelmente seja
do Terciário.
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Figura 43. Indicadores tectônicos no Terciário. Filões de Fluorita associados maciços alcalinos
Terciários de Bonito (RJ) (40Ma). A, B, C. Espessamento em fraturas extensionais (N70ESV)
indicam movimento dextral nas fraturas transcendentes. Localiza-se sobre o bloco sudeste da
Zona de Transcorrência do Sistema Lancinha-Cubatão-Além Paraíba. (A – Mapa do nível 25 m;
B – Mapa do nível 100 m; C – Distribuição das fraturas direcionais. Simplificado de Becker e
Valla, 1985).
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Os enxames de diques NW são bons indicadores de tração perpendicular, porém não indicam
rotação. Já salientamos a indicação de compressão nos fraturamentos NE. Na figura 42B estão
representadas feições comuns em diques na região, como exemplo no Morro do Cristo, na Baía de
Guaratuba.
Deflexões com dilatação indicam claramente rotação horária de blocos durante intrusão dos
diques. Isto pode ser associado à rotação horária da América do Sul durante a abertura diferencial do
Atlântico Sul. O somatório de rotações diferenciais nos diques, compensou a abertura do diferencial do
Atlântico Sul. Explicação similar é apresentada por Chang e Kowsmann (1991).
Já as movimentações posteriores dos diques, tal como indicada pela decomposição em fraturas
com indicadores rotacionais compatíveis, podem ser interpretadas a partir de três regimes diferentes
sucessivos (fig. 42C, D e E), com a tensão principal variando no quadrante nordeste.
A ordem de superposição destes três eventos não é identificada nos indicadores cinemáticos
nos diabásios. A presença de outros indicadores em alcalinas de idade conhecida tem sido procurada.
Na intrusão alcalina de Bonito, no Rio de Janeiro (40 Ma), na continuação da faixa PT 1, as
mineralizações filoneanas de fluorita apresentam zonas de espessamento indicando dilatação compatível
com movimento horário nas fraturas de cisalhamento transcorrente. Apresentam também pequenas
fraturas antitéticas, lateral esquerda. Este regime é compatível com o da figura 42 D.
Os movimentos mais tardios do Terciário, no graben do Paraíba (Zalán, 1988; Riccomini,
com. pess.), são indicativos de rotação lateral-esquerda nas falhas NE (PT 1) com componente
compressional NNE-SSW, compatível com a cinemática da figura 42 C.
Movimentos verticais diferenciais continuam no presente sendo de grande magnitude. Soares
e Landim (1976) estimaram taxas médias de soerguimento regionalmente variáveis de 0,1 até 0,2 mm/a na
região, no Terciário Superior, o que constitui valores anômalos em áreas cratônicas.
VII – CONCLUSÕES
A análise e interpretação dos indicadores cinemáticos associados ao registro estratigráfico da
Bacia do Paraná mostra uma história deformacional na região relativamente complexa por ser policíclica.
Os elementos estruturais são amplos e de pequena amplitude. A história cinemática mostra um padrão
cíclico bastante coerente.
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As fases iniciais dos ciclos tectônicos formadores das sequências tectono-sedimentares
apresentam indicações de cinemática oposta às das fases finais, correspondentes às discordâncias. Nestas,
várias estruturas deformacionais mostram uma tectônica compressional, o que indica uma tectônica
distensional no início de cada ciclo.
SÍNTESE DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA REGIONAL
Na figura 44, a série de quadros objetiva sintetizar os eventos tectônicos regionais que
antecederam, acompanharam e sucederam a Bacia do Paraná. Em primeiro lugar deve ser considerada a
colisão intercontinental, suturando blocos continentais maiores como Amazônia, São Francisco, La Plata
– Paraná, Bolívia e menores, ou micro continentes como Pelotas e Joinville. Faixas metamórficas e arcos
magmáticos deformados por cavalgamento foram acrecionados nas zonas de sutura (1). As idades indicam
650 – 750 Ma para este evento (Soares, 1988).
No vendiano (2), bacias molássicas de foreland iniciaram seu desenvolvimento, inclusive na
região atualmente sob a Bacia do Paraná. A fase tardia da colisão é marcada por grandes transcorrências
de direção N45-70E, com dobramentos escalonados subverticais e empurrões N20-30E e abundante
intrusão de granitos sub-alcalinos rosados em zonas de alívio, até o final do Proterozoico.
A principal estruturação em blocos é desta época: Sistema Ouro Fino (Jacutinga –
Inconfidentes), correspondendo à PT 3; Sistema Cubatão (Lancinha – Caucaia – Guaraqueçaba),
correspondendo à PT 2 – PT 1 – PT 10; Sistema Perimbó – Major Gercino, correspondendo à PT 11 e PT
12. As direções de empurrão N 25-30 E (Paraná), na faixa de sutura, corresponde à PR 1.
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Figura 44. Síntese de eventos na região da Bacia do Paraná.
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No Cambriano (3) inicia-se o resfriamento e relaxação litosférica com movimentos
anti-horários nas falhas NE, gerando bacias molássicas vulcano-sedimentares em rombo-grabens (Castro,
Guaratubinha, etc.) N 10-25 E. Estas bacias se desenvolvem até o Ordoviciano inferior e sofrem pequena
deformação compressiva, como falhas de empurrão. Corresponde a um importante evento compressional
nos Andes.
No neo-Ordoviciano inicia-se o primeiro ciclo cratônico com deposição e flexura crescente
para oeste. O início do ciclo é marcado pelo abatimento de blocos, formando grabens, como o de Seara, e
possivelmente na área de Dourados até a calha do Rio Paraná.
Não há indicações de um grande rifte precursor que explicasse a origem da bacia por evento de
estiramento litosférico nesta época. Tirando-se a primeira centena de metros, a sequência
ordovicio-siluriana é caracteristicamente uma sequência de bacia flexural. No final do Siluriano,
correspondendo a outro evento tectônico compressional nos Andes paleozoicos e à orogênese Acadiana
em toda a margem do Gonduana, ocorre soerguimento generalizado e erosão.
Nova fase de relaxação litosférica e é retomada a subsidência no início do Devoniano,
inicialmente em pequenos grabens e passando a achatamento litosférico e flexura generalizada, com
extensiva cobertura de arenitos, sucedidos por folhelhos marinhos. Elevação de charneiras marginais
indicadores de compressão ocorrem no Eifeliano, sucedidos por nova relaxação e expansão da área
subsidente até o Frasniano.
Durante o Mississipiano, intensa deformação orogênica nos Andes e generalizadamente nas
margens do Gonduana (orogenia Herciniana), atinge a Bacia do Paraná com compressão em falhas
transcorrentes, empurrões, soerguimento e erosão generalizadas.
No Pensilvaniano, nova relaxação litosférica provoca a formação de grabens, com até 200 m
de sedimentos sobrepostos aos altos da fase compressional anterior, e posterior subsidência flexural
generalizada no limite Pensilvaniano-Permiano. Evento compressional no limite Sakmariano-Artinskiano
provoca redução da área subsidente, alçamento das margens e falhamentos sinsedimentares com
deposição deltaica. Subsequente relaxação conduz a expressiva expansão da área subsidente do
Kunguriano ao Kasaniano.
No final do Permiano, Tartariano até eo-Triássico (Scitiano), intensifica-se o soerguimento de
charneiras marginais, migração da linha de base do sul, de oeste e norte para o interior da bacia, indicando
compressão litosférica. Esta fase marcou importante atividade tectônica compressiva na Bacia do Paraná,
culminando com a geração de falhas reversas, transcorrências, soerguimento e erosão generalizados.
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Corresponde novamente a importante evento compressional na junção do terreno patagônico à América e
em toda a margem do Gonduana.
No Triássico, nova fase de relaxação com formação de bacia periférica em torno de um amplo
soerguimento desde o sul de Santa Catarina até o norte do Paraná, associado a um ou mais pontos quentes
intracontinentais que antecederam a acompanharam o rifteamento continental iniciado no final do
Jurássico.
A rotação diferencial da parte sul da América do Sul, em relação ao norte ainda fixa, levou à
abertura da charneira do arco com intenso falhamento e profusa intrusão dos diques de diabásio.
No eo-Cretáceo, a atividade vulcânica se desenvolveu com pouca atividade tectônica,
encerrando-se a principal fase de estiramento litosférico.
No final do eo-Cretáceo (Aptiano), inicia-se a acumulação sedimentar num embaciamento
controlado pelas estruturas NW, com provável distensão NE – SW. Este regime é substituído no
meso-Cretáceo por distensões NW – SE, completando a evolução da Bacia do Bauru. Suaves deformações
flexurais e falhas de rejeito de poucas dezenas de metros ainda se desenvolveram nas principais estruturas
antigas.
No Terciário, regime de esforços rotacionais com vetor compressional no quadrante NE,
movimentaram novamente as falhas antigas, gerando grabens de orientação NE e soerguendo
epirogenicamente extensas regiões.
A evolução tectônica da Bacia do Paraná indica uma história de flexão litosférica intraplaca,
induzida por uma sobrecarga e regulada pelo estado de tensões desta litosfera.
Pequenas mudanças nas condições dinâmicas do macroambiente provocavam uma resposta do
sistema bacia de forma a se ajustar a estas novas condições externas. A presença de uma força indutora da
flexão e subsidência, a variação cíclica das condições dinâmicas externas, permissivas ou restritivas a esta
flexão e a deformação produzida por esforços transmitidos das margens das placas, constituem os
ingredientes maiores da evolução da bacia.
EVOLUÇÃO DEPENDENTE DO MACROAMBIENTE
Esta concepção sistêmica de bacia permite incorporar matricialmente variáveis adicionais no
sentido de explicar melhor o conjunto de fatos observados e predizer com maior probabilidade de acerto,
feições que são respostas ainda não identificadas.
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A bacia é uma entidade individualizada como um sistema natural, vamos dizer geotectônico
(fig. 45). É um setor tridimensional de uma litosfera continental que se individualizou como entidade
receptora da carga hidráulica de águas e sedimentos de forma cumulativa.
O contorno espacial deste sistema foi variável no tempo; pode ser definido na superfície, como
a linha formada pelos pontos de inflexão da topografia, a partir de onde os gradientes hidráulicos são
decrescentes para o interior da bacia. Esta linha flutua a montante e a jusante da linha de inflexão da
subsidência litosférica, dependendo da carga externa de água ou sedimento.
O sistema se estende em profundidade até o nível em que a litosfera é capaz de absorver os
movimentos da bacia com resposta independente.
Este nível situa-se em alguma posição na crosta inferior ou no manto, onde, com a
subsidência, ocorre uma transferência lateral de matéria e define a espessura elástica efetiva da litosfera.
O sistema é implantado como deflexão em uma placa continental flutuante sobre uma
litosfera, derivando sobre a superfície do planeta em interação com outras placas; está submetida a taxas
de aceleração e forças compressionais e tracionais variáveis no tempo. Esta placa é uma película, com
propriedades físicas e geológicas definidas, com variação histórica, com espessura, densidade,
viscosidade, elasticidade, fluxo de calor, etc..
Tem também uma estrutura definida, como estratificação e descontinuidades e está em
equilíbrio dinâmico com seu macroambiente maior, a Terra: flutuações no campo gravitacional, na
velocidade de rotação, na insolação, nas marés, etc., uma vez que o planeta não é um corpo isolado no
universo.
A função do sistema bacia é o de reajustar isostaticamente a litosfera, substituindo matéria
densa em sua base por sedimento na superfície.
Assim, o principal produto material da bacia é o sedimento acumulado. A força motora da
bacia flexural, sua energia, é uma sobrecarga intra-litosférica, não suportada pela rigidez desta litosfera;
representa uma energia potencial inicial que é transformada em deformação (energia de fricção) com a
flexão da litosfera.
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Figura 45. Organização e estrutura dinâmica do Sistema Bacia Flexural, representado em seu
macroambiente. As dimensões se referem à Bacia do Paraná. As variações nas forças motoras e resistoras
do sistema, com o campo gravitacional externo, provoca contínuos cíclicos e episódicos ajustes na
dinâmica evolutiva da bacia. a – fluxo de água; Rh – resistência devida ao estado de tensões da litosfera; b
– fluxo de sedimento Mr – momento de resistência à flexão; A – astenosfera; Mf – momento
fletor; Lt – litosfera termal; Mi – propriedades paramétricas dos materiais (densidade, constantes
elásticas, viscosidade, condutividade, térmica, etc.); Le – Litosfera elástica; V – Cizalhamento
intra-litosférico, devido ao retardo rotacional ou à velocidade de deriva da placa; Fc – fluxo de calor; Psa
– Amplificação da sobrecarga; M – manto superior; Px – força que resiste à flexão; Dh – Descontinuidade
viscoelástica; Pv – Força motora associada à anomalia litosférica horizontal; Di – Descontinuidade
inclinada; Dv – descontinuidade vertical; Ph – Resistência ao achatamento oferecida pelo geóide; Rv –
Resistência devida ao empuxo.
Como a placa não é homogênea, existirão zonas endogênicas de transformação preferencial,
ou canais de transformação de energia, tanto em planos horizontais como verticais ou inclinados. Nos
planos horizontais ocorrerá deslocamento de placas elásticas interacamadas com zonas de fluição (Ranalli
& Murphy, 1986; in Ranalli, 1987). Este tipo de deformação se manifestaria em estruturas de baixo
ângulo.
Nos planos verticais a fluição ocorrerá em linhas de movimento lateral, porque neste caso
haverá maior relaxação de tensões diferenciais. Em planos inclinados ocorrerá movimentação mergulho
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acima, compressional, acima da superfície neutra de flexão, e extensional abaixo; ou ainda movimento
adicional independente da superfície neutra de acordo com o estado de tração ou compressão da litosfera.
Estas zonas de canalização da deformação e de calor em profundidade, corresponderão a
falhamentos na crosta superior. Desenvolvem-se em descontinuidades litosféricas ou crustais herdadas,
movimentando-se no sentido de absorver e anular a variação dinâmica imposta pelo meio externo.
Na superfície, a flexão provocará gradientes hidráulicos que constituirão a principal fonte de
energia para transporte de matéria para a bacia, sua sedimentação e ressedimentação; o vento, as marés, as
ondas e as correntes subaquosas, são outras formas de energia ambiental externa que marcarão os
processos deposicionais. A energia solar (calorífica, insolação) e química (eletrólitos) marcarão os
processos de intemperismo, precipitação e diagênese.
Algumas formas de energia e de matéria podem ser estocadas; por exemplo, detritos nas fases
áridas e glaciais, que são remobilizados nas fases úmidas e interglaciais, carbonato e fosfato de cálcio
dissolvido na água do mar nas fases de água fria ou de glaciações; gradiente sobrelevado da superfície
deposicional em virtude de elevada taxa de subsidência, é uma forma de estoque de energia do sistema,
sob a forma de energia potencial, podendo ser retomado com processos de ressedimentação. A energia
mecânica também é estocada elasticamente até atingir o ponto de cedência ou o de ruptura e provocar uma
deformação irreversível.
A bacia tem um máximo de diferencial de energia no início, máximo de sobrecarga. Com o
tempo, vai tendendo a reajustar isostaticamente, aumentado a entropia do sistema, ou seu grau de
homogeneização. A resistência elástica à flexão, apresentada pela litosfera vai sendo reduzida por fluição
nos níveis inferiores de tal forma que menor sobrecarga pode ainda provocar maior subsidência. Se ocorre
aporte externo de energia ou amplificação temporária da resistência, a velocidade de operação do sistema
se altera, ou mesmo se reverte.
Este aporte externo energia pode ser vertical, acelerador, como o aumento de sobrecarga com
a do nível do mar, ou desacelerador em caso contrário.
Pode ser horizontal, por descompressão-tração litosférica, liberando o achatamento da
superfície esférica e a expansão do comprimento de onda da área subsidente; ou por compressão
litosférica, provocando maior resistência ao achatamento, redução da área subsidente. Estas resistências
podem ser balanceadas pelas deformações internas, nas descontinuidades pre-existentes.
Em qualquer caso vai haver uma compensação na evolução irreversível para a máxima
entropia, ou seja, o sistema vai evoluir para o estado de compensação isostática.
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A estrutura do sistema pode ser representada por este achatamento da litosfera em relação a
seu nível de equilíbrio dinâmico (geóide), produzido pela flexão. Este achatamento mantém a superfície
do embasamento sempre acima da corda, o que implica em menor espaço disponível para acomodar o
segmento da placa esférica (Soares, 1981). Esta litosfera achatada, no caso da Bacia do Paraná, se estende
por uma superfície com 15 graus no eixo maior e 8 graus no eixo menor e menos de 2 graus na deflexão
máxima, em relação ao geóide.
A estrutura dinâmica do sistema pode ser representada como na figura 45. Os parâmetros são
apropriadamente conhecidos, embora não apropriadamente quantificados, permitindo uma modelagem
conceitual, pelo menos.
O funcionamento do sistema bacia pode ser explicado por um balanço entre o somatório dos
momentos fletores e o somatório dos momentos resistores:
ze
x z (Pv+ Psa – Rv) . x > ou < x o (Ph + Px + Rh) . z . x
As variáveis Psa e Rv ( > Psa) são crescentes com o tempo; Psa pode flutuar com variação no
nível de base (NM) e com suprimento. No conjunto, o primeiro termo é decrescente e exprime a
progressiva redução da energia.
A variável Ph aumenta com a flexão e é o regulador do sistema; a variável Px (ou MR)
determina a inércia do sistema ou momento de resistência à flexão e é decrescente com o tempo. Rh é
independente do sistema e representa incrementos externos de estímulo (Rh < 0) ou restrição (Rh > 0) ao
funcionamento do sistema através do estado de tensões da litosfera e pode ser dependente de V. Como Ze,
a espessura elástica da litosfera decresce com o tempo, o segundo termo tende também a ser decrescente
com o tempo, porém dependente das tensões Rh aplicadas na placa.
O tempo de vida deste tipo de sistema é de cerca de 400 milhões de anos, significando o tempo
necessário para compensar isostaticamente uma sobrecarga em litosfera submetida a periódicas e
episódicas flutuações na sobrecarga e na resistência.
Este modelo conceitual genérico, explica adequadamente a evolução da bacia flexural como
um sistema e permite incorporar as variáveis necessárias para ajustar-se à observação.
A ciclicidade na evolução da bacia é explicada pela variação cíclica no macroambiente, termo
Rh. Na figura 46 fazemos uma comparação com propriedades cíclicas da terra, o macroambiente maior do
sistema bacia. Existe uma boa correlação entre a ciclicidade na insolação-evaporação, a ciclicidade na
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variação do nível do mar, na variação termal da água dos oceanos, nas glaciações, na variação da
subsidência, nas fases de tração e compressão na bacia e nas margens continentais com o ano galático
anômalo.
O ano galático anômalo (Porenago, 1952; Benkó, 1985) é definido pelo intervalo de tempo
necessário para que o sistema solar complete um ciclo de maior (fase apogalática) e menor (perigalática)
proximidade do centro da galáxia. Tem uma duração de 176 20 Ma. Como principais efeitos tem-se:
(1) a variação do campo gravitacional, portanto da sobrecarga na bacia;
(2) a variação do raio da Terra, portanto da maior ou menor restrição ao achatamento e
subsidência, e do maior ou menor volume das bacias oceânicas, flutuação do nível do mar;
(3) aceleração e desaceleração da rotação da Terra e consequente rearranjo nos vetores de
retardo das placas litosféricas, provocando maior frequência de colisões ou afastamentos;
(4) variação na insolação em função da inclinação do eixo de rotação.
É notável o ajuste entre os ciclos de soerguimento-subsidência da bacia e as mudanças de
regime compressional para tracional, com os máximos de aceleração ou desaceleração da velocidade de
rotação, coincidentes com a máxima variação no potencial gravitacional.
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Figura 46. Comparação entre a recorrência de diversos eventos do registro geológico, cíclicos e
episódicos com os eventos de tectonismo vertical e horizontal na Bacia do Paraná e com as
variações cíclicas devidas à órbita do sistema solar na galáxia. A comparação revela uma
notável sincronicidade dos fenômenos geológicos com os efeitos da aceleração e desaceleração
da velocidade de rotação da Terra. As tensões cisalhantes e axiais, do macroambiente
litosférico, devidas ao retardo diferencial na velocidade das placas, interferem na função de
reajuste isostático do sistema bacia, gerando seu caráter cíclico.
Soares, P.C. 1991 Tectônica e Sed. Bac. Paraná UFPR
VIII – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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