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B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 265 Bacia do Paraná Edison José Milani 1 , José Henrique Gonçalves de Melo 2 , Paulo Alves de Souza 3 , Luiz Alberto Fernandes 4 , Almério Barros França 5 Palavras-chave: Bacia do Paraná l Estratigrafia l carta estratigráfica Keywords: Paraná Basin l Stratigraphy l stratigraphic chart 1 Centro de Pesquisas da Petrobras/P&D de Exploração/Geologia Estrutural & Geotectônica e-mail: [email protected] 2 Centro de Pesquisas da Petrobras/P&D de Exploração/Bioestratigrafia e Paleoecologia 3 Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS/IG) - Porto Alegre - RS 4 Universidade Federal do Paraná (UFPR/DG) - Curitiba - PR 5 E&P Exploração/Geologia Aplicada a Exploração/Modelagem de Sistema Petrolífero introdução A Bacia do Paraná é uma ampla região sedi- mentar do continente sul-americano que inclui por- ções territoriais do Brasil meridional, Paraguai orien- tal, nordeste da Argentina e norte do Uruguai, tota- lizando uma área que se aproxima dos 1,5 milhão de quilômetros quadrados. A bacia tem uma forma ovalada com eixo maior N-S, sendo seu contorno atual definido por limites erosivos relacionados em grande parte à história geotectônica meso-cenozóica do continente. O flanco leste da bacia, aí compreen- dido o trecho entre o Sudeste brasileiro e o Uruguai, foi profundamente modelado pela erosão em fun- ção do soerguimento crustal associado ao rifte do Atlântico sul, tendo a remoção de seção sedimentar sido estimada em até 2.500 m (Zanotto, 1993). Já o flanco ocidental é definido por uma feição estrutural positiva orientada a norte-sul, um amplo bulge flexural relacionado à sobrecarga litosférica imposta ao con- tinente pelo cinturão orogênico andino (Shiraiwa, 1994). Sobre o bulge inserem-se a região do Panta- nal Mato-Grossense e o Arco de Asunción. Para sul- sudoeste, a bacia prolonga-se ao Uruguai e Argen- tina, enquanto a borda norte-nordeste parece re- presentar um limite deposicional original, o que é sugerido pela natureza persistentemente arenosa das diferentes unidades sedimentares da bacia na- quele domínio. O arranjo espaço-temporal das rochas que preenchem a Bacia do Paraná constitui tema entre os mais presentes na bibliografia geocientífica brasi- leira, contando-se certamente em alguns milhares os trabalhos já publicados abordando os diferentes aspectos desta questão. Desde o último quarto do século passado, inúmeros pesquisadores envolveram- se com a geologia da bacia, destacando-se o relató- rio de White (1908), que é considerado o “marco zero” na sistematização estratigráfica da Bacia do Paraná. Na história de investigação geológica da ba- cia, algumas obras assumiram particular relevância como sínteses de caráter regional, aí incluídos os trabalhos de Sanford e Lange (1960), Northfleet et al. (1969), Schneider et al. (1974), Soares et al. (1978), Almeida (1980), Fulfaro et al. (1980) e Zalán et al. (1990).

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artigo sobre sedimentologia da bacia do paraná

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B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 265

Bacia do Paraná

Edison José Milani1, José Henrique Gonçalves de Melo2, Paulo Alves de Souza3,

Luiz Alberto Fernandes4, Almério Barros França5

Palavras-chave: Bacia do Paraná l Estratigrafia l carta estratigráfica

Keywords: Paraná Basin l Stratigraphy l stratigraphic chart

1 Centro de Pesquisas da Petrobras/P&D de Exploração/Geologia Estrutural & Geotectônica

e-mail: [email protected] Centro de Pesquisas da Petrobras/P&D de Exploração/Bioestratigrafia e Paleoecologia3 Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS/IG) - Porto Alegre - RS4 Universidade Federal do Paraná (UFPR/DG) - Curitiba - PR5 E&P Exploração/Geologia Aplicada a Exploração/Modelagem de Sistema Petrolífero

introdução

A Bacia do Paraná é uma ampla região sedi-mentar do continente sul-americano que inclui por-ções territoriais do Brasil meridional, Paraguai orien-tal, nordeste da Argentina e norte do Uruguai, tota-lizando uma área que se aproxima dos 1,5 milhãode quilômetros quadrados. A bacia tem uma formaovalada com eixo maior N-S, sendo seu contornoatual definido por limites erosivos relacionados emgrande parte à história geotectônica meso-cenozóicado continente. O flanco leste da bacia, aí compreen-dido o trecho entre o Sudeste brasileiro e o Uruguai,foi profundamente modelado pela erosão em fun-ção do soerguimento crustal associado ao rifte doAtlântico sul, tendo a remoção de seção sedimentarsido estimada em até 2.500 m (Zanotto, 1993). Já oflanco ocidental é definido por uma feição estruturalpositiva orientada a norte-sul, um amplo bulge flexuralrelacionado à sobrecarga litosférica imposta ao con-tinente pelo cinturão orogênico andino (Shiraiwa,1994). Sobre o bulge inserem-se a região do Panta-

nal Mato-Grossense e o Arco de Asunción. Para sul-sudoeste, a bacia prolonga-se ao Uruguai e Argen-tina, enquanto a borda norte-nordeste parece re-presentar um limite deposicional original, o que ésugerido pela natureza persistentemente arenosadas diferentes unidades sedimentares da bacia na-quele domínio.

O arranjo espaço-temporal das rochas quepreenchem a Bacia do Paraná constitui tema entreos mais presentes na bibliografia geocientífica brasi-leira, contando-se certamente em alguns milharesos trabalhos já publicados abordando os diferentesaspectos desta questão. Desde o último quarto doséculo passado, inúmeros pesquisadores envolveram-se com a geologia da bacia, destacando-se o relató-rio de White (1908), que é considerado o “marcozero” na sistematização estratigráfica da Bacia doParaná. Na história de investigação geológica da ba-cia, algumas obras assumiram particular relevância comosínteses de caráter regional, aí incluídos os trabalhosde Sanford e Lange (1960), Northfleet et al. (1969),Schneider et al. (1974), Soares et al. (1978), Almeida(1980), Fulfaro et al. (1980) e Zalán et al. (1990).

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266 | Bacia do Paraná - Milani et al.

O registro estratigráfico da Bacia do Paranácompreende um pacote sedimentar-magmático comuma espessura total máxima em torno dos 7 milmetros, coincidindo geograficamente o depocentroestrutural da sinéclise com a região da calha do rioque lhe empresta o nome. Um sem-número de uni-dades foram formalizadas neste século de estudosda bacia no intuito de descrever-lhe o arcabouço es-tratigráfico e compreender seu desenvolvimento geo-lógico. O cumulativo de trabalhos produziu um qua-dro hoje bem amadurecido em seus aspectos litoes-tratigráficos. O posicionamento cronoestratigráficodos sedimentitos da Bacia do Paraná, entretanto,ainda encerra uma série de questões pela falta deefetivos elementos bioestratigráficos de amarraçãoàs escalas internacionais de tempo geológico.

Milani (1997) reconheceu no registro estratigrá-fico da Bacia do Paraná seis unidades de ampla escalaou Superseqüências (Vail et al. 1977), na forma depacotes rochosos materializando cada um deles inter-valos temporais com algumas dezenas de milhões deanos de duração e envelopados por superfícies de dis-cordância de caráter interregional: Rio Ivaí (Ordoviciano-Siluriano), Paraná (Devoniano), Gondwana I(Carbonífero-Eotriássico), Gondwana II (Meso aNeotriássico), Gondwana III (Neojurássico-Eocretáceo)e Bauru (Neocretáceo). As três primeiras superseqüên-cias são representadas por sucessões sedimentares quedefinem ciclos transgressivo-regressivos ligados a osci-lações do nível relativo do mar no Paleozóico, ao passoque as demais correspondem a pacotes de sedimentitoscontinentais com rochas ígneas associadas. As unida-des formais da litoestratigrafia, quais sejam os grupos,formações e membros comumente utilizados na des-crição do arranjo espacial dos estratos da bacia, inse-rem-se como elementos particularizados neste arcabou-ço aloestratigráfico de escala regional.

síntese evolutiva

A evolução tectono-estratigráfica da Bacia doParaná, no interior cratônico do Gondwana, conviveucom o desenvolvimento de ativos cinturões colisionaisa ela adjacentes que definem uma extensa faixa posi-cionada junto à margem sudoeste do paleocontinente- os Gondwanides (Keidel, 1916), ao longo da qual,durante todo o Fanerozóico, tem tido lugar uma rela-ção de convergência entre o Gondwana e a litosfera

oceânica do Panthalassa. Uma série de episódios oro-gênicos é reconhecida na história fanerozóica dessamargem (Ramos et al. 1986). A geodinâmica da bordaativa do Gondwana influiu decisivamente na históriaevolutiva paleozóica-mesozóica da Bacia do Paraná. Aanálise integrada da subsidência da bacia, confronta-da às grandes orogêneses acontecidas na borda conti-nental (Milani, 1997), revelou uma relação entre ciclosde criação de espaço deposicional na área intracratônicae os referidos episódios orogênicos. A flexura litosféricapor sobrecarga tectônica, propagada continente aden-tro a partir da calha de antepaís desenvolvida na por-ção ocidental do Gondwana foi interpretada como ten-do sido um importante mecanismo de subsidência du-rante a evolução da Bacia do Paraná. Outros investiga-dores interpretaram diferentemente a origem e evolu-ção da bacia: para Zalán et al. (1990), a contraçãotérmica que teria sucedido aos fenômenos tectono-magmáticos do Ciclo Brasiliano seria um importantemecanismo ligado à implantação da sinéclise. Já paraFulfaro et al. (1982), um conjunto de calhasaulacogênicas orientadas segundo a direção NW-SEteriam sido “as precursoras da sedimentação cratônica”.

A implantação da Bacia do Paraná deu-se naforma de depressões alongadas na direção NE-SW,segundo a trama do substrato pré-cambriano (Milani,1997). As zonas de fraqueza do embasamento, cor-respondentes ao arcabouço brasiliano impresso nes-sa região, foram reativadas sob o campo compres-sional originado na borda do continente pela OrogeniaOclóyica (Ramos et al. 1986), do Neo-Ordoviciano,originando, assim, espaço à acomodação da primei-ra unidade cratônica da bacia: a Superseqüência RioIvaí. O topo desse pacote é assinalado pela discor-dância neossiluriana, a que se associaram a exposi-ção subaérea das unidades previamente acumula-das, significativa remoção erosiva e o estabelecimentode um vasto e regular peneplano.

Retomada a subsidência, acumulou-se a Su-perseqüência Paraná, devoniana, um pacote caracte-rizado por uma notável uniformidade faciológica emtoda sua grande área de ocorrência. Sua espessura évariável, uma vez que a porção superior da Superse-qüência Paraná foi severamente esculpida por suces-sivos eventos erosivos superpostos, ocorridos entre ofinal do Neodevoniano e o Carbonífero Médio. Estesforam provavelmente pontuados por breves fases desedimentação no Fameniano terminal e Eocarbonífe-ro, com registros litológicos hoje quase totalmente per-didos por erosão, porém detectáveis por associaçõesde palinomorfos dessas idades, retrabalhados no Gru-

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po Itararé. A discordância neodevoniana (“pré-Itararé”) define um notável marco na geologia doGondwana. Na Bacia do Paraná, demarca uma im-portante lacuna em sua história tectono-sedimentar,nela estando implícito um hiato de cerca de 70 Ma.Sua origem tem sido interpretada como decorrenteprimordialmente de fatores tectônicos ligados à Oro-genia Herciniana (Zalán, 1991; López-Gamundí eRossello, 1993). Contudo, a paleoposição em altaslatitudes da placa gondwânica durante o Devonianoterminal e Eocarbonífero (Caputo e Crowell, 1985;Caputo et al. 2008), com o desenvolvimento intermi-tente de calotas de gelo em áreas próximas e tam-bém sobre parte da Bacia do Paraná, além do granderebaixamento do nível do mar que deve ter acompa-nhado o ápice dessas glaciações, certamente consti-tuíram fatores decisivos à atual inexistência de umregistro mississipiano na bacia.

Com a migração do Gondwana para norte, aacumulação sedimentar na Bacia do Paraná foi reto-mada, no final do Westfaliano (Daemon e França,1993; parte terminal do Moscoviano, de Gradstein et

al. 2004). A implantação da sedimentação carboníferasucedeu um tempo de profundas alterações tantotectônicas quanto climáticas. O pacote que sucede àdiscordância neodevoniana, a Superseqüência Gond-wana I (Milani, 1997), materializa um ciclo transgres-sivo-regressivo completo, fruto da invasão e posteriorsaída do Panthalassa sobre o interior do Gondwana.Sua porção mais inferior corresponde à sedimenta-ção ainda diretamente ligada ao degelo da calotapolar, sendo caracterizada por depósitos em que fo-ram importantes os mecanismos ligados a fluxos demassa e ressedimentação. O ciclo sedimentar alcan-ça condições de máxima inundação no Artinskiano eencerra com sistemas deposicionais continentais àentrada do Triássico. A acumulação da Superseqüên-cia Gondwana I foi acompanhada de um progressivofechamento da Bacia do Paraná às incursões mari-nhas provenientes de oeste. O caráter de bacia intra-cratônica vai então paulatinamente sendo assumido,e a bacia acaba sendo aprisionada no árido interiorcontinental do Gondwana mesozóico.

A chegada do Triássico assistiu a uma distensãogeneralizada na porção sul do paleocontinente Gond-wana (Uliana e Biddle, 1988). A Superseqüência Gond-wana II da Bacia do Paraná, de ocorrência restrita àsporções gaúcha e uruguaia da bacia, insere-se nestecontexto regional e parece representar uma sedimenta-ção acumulada em bacias do tipo gráben. O conteúdofossilífero desses estratos, na forma de uma importante

associação de vertebrados, possui grande identidade coma paleofauna presente em seções sedimentares da Ar-gentina e África do Sul (Barberena et al. 1991). Com ocontinuar do Mesozóico, prosseguiriam as condições deerosão em ampla escala ligadas à abrasão eólica dosubstrato no interior do Gondwana, refletindo-se na Ba-cia do Paraná como a mais pronunciada lacuna de seuregistro estratigráfico. Sobre a superfície assim estabele-cida, acumular-se-iam extensos campos de dunas a par-tir do final do Jurássico, sucedidas pelas rochas magmá-ticas eocretácicas relacionadas aos momentos iniciais deruptura do paleocontinente, no conjunto compondo aSuperseqüência Gondwana III.

No Eocretáceo, a crosta terrestre foi submetidaa um colossal fendilhamento, associado a magmatis-mo basáltico de proporções sem similares na históriado planeta. Neste evento rompeu-se o megacontinenteGondwana e iniciou-se a evolução do oceano Atlânti-co Sul. O magmatismo Serra Geral marcou o fim deeventos de sedimentação extensiva na grande áreainterior do megacontinente. Após a abertura do Ocea-no Atlântico, a Plataforma Sul-Americana manteve ocaráter ascensional generalizado - iniciado ainda aotempo da sedimentação Botucatu - até que o acúmulode quase 2.000 m de espessura de lavas basálticasdeterminasse a inversão deste comportamento, nabusca de novo ajuste isostático da porção litosféricaonde agora estavam acumulados os derrames SerraGeral. Cessadas as atividades vulcânicas e promovi-dos os ajustes isostáticos, definiu-se uma depressãosobre o pacote basáltico onde, no Neocretáceo, viriaa se acumular a derradeira superseqüência na áreaocupada pela Bacia do Paraná. O material siliciclásti-co proveniente de alteração e erosão de rochas pa-leozóicas e pré-cambrianas expostas nas bordas al-cançou o interior após erosão e transporte por cente-nas de quilômetros. Fernandes e Coimbra (1996) ex-cluem a seqüência neocretácea do registro sedimen-tar da Bacia do Paraná por considerá-la acumuladaem uma nova bacia, denominada Bacia Bauru.

A sedimentação na Bacia Bauru ocorreu emcondições semi-áridas, mais úmidas nas margens edesérticas em seu interior. Na região de Uberaba (MG)preservam-se registros de depósitos mais proximaisoriginais da parte oriental, tais como associações defácies areno-conglomeráticas, de leques aluviais esistemas fluviais entrelaçados distributários. O avan-ço da sedimentação levou ao soterramento progres-sivo do substrato basáltico por extensa manta de len-çóis de areia, com pequenas dunas e lamitos (loesseretido em baixios eventualmente úmidos/aquosos).

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Neste contexto, os poucos depósitos fluviais corres-pondem a fluxos desconfinados de enxurradas dedeserto (wadis). No eixo central da calha elíptica ajus-tou-se um sistema regional de drenagem de nordes-te para sudoeste, entre as bordas da Bacia Bauru e aperiferia do deserto interior Caiuá, quente e seco.

Durante a deposição da Superseqüência Bauruhouve dois períodos de maior intensidade de even-tos intrusivos de natureza alcalina: 87-80 Ma e 70-60 Ma (Almeida e Melo, 1981). Seu registro é carac-terizado por corpos intrusivos que pontuam as mol-duras da bacia, mais freqüentes nas bordas setentri-onais. No interior da bacia essa atividade ígnea foiregistrada como sismitos em pacotes sedimentares,assim como na intensa silicificação de arenitos emáreas de intersecção de feições tectônicas regionaisde direção SW-NE com o Arco de Ponta Grossa, naporção sul da bacia (Fernandes et al. 1993). O únicoregistro de magmatismo extrusivo sinsedimentar co-nhecido são os analcimitos Taiúva, que ocorremna borda leste da bacia no Estado de São Paulo.

Superseqüência Rio Ivaí

Rochas sedimentares supostamente pré-devonianas foram primeiramente identificadas na ba-cia por Maack (1947), em mapeamento do flancoleste no Estado do Paraná. Em subsuperfície, o acom-panhamento geológico relatou a presença de um pa-cote denominado “arenito pré-Furnas” na seção pe-netrada pelo poço de Alto Garças, em Mato Grosso.Mas somente a partir do final da década de setenta éque sedimentitos pré-devonianos seriam conclusiva-mente datados e mapeados, inicialmente no flanconorte (Faria e Reis Neto, 1978; Popp et al. 1981) e, aseguir, por correlação de dados de subsuperfície (Zalánet al. 1987), nas demais porções da Bacia do Paraná.

Ao pacote subjacente à Formação Furnas, umavez individualizado e mapeado em escala de bacia,tem sido atribuídas diversas denominações em estu-dos de síntese publicados nos últimos anos. É assimque tanto a Superseqüência Rio Ivaí, de Milani (1997),quanto a Seqüência Ordovício-Siluriana, de Milani et

al. (1995), a Seqüência TectonossedimentarOrdovício-Siluriana, de Soares (1991), e o Grupo RioIvaí, de Assine et al. (1994), correspondem à mesmaseção de sedimentitos e às rochas magmáticas asso-ciadas, bem representadas no poço de Rio Ivaí, no

noroeste paranaense. O Basalto Três Lagoas (Milaniet al. 1994) foi amostrado no poço epônimo, perfu-rado junto ao Rio Paraná na porção central da bacia,e constitui uma singular ocorrência de material ígneoassociado aos sedimentitos Rio Ivaí.

Esta unidade, a mais antiga já identificada naBacia do Paraná, assenta-se diretamente sobre os diver-sos domínios do embasamento da sinéclise. Seu topo édemarcado por uma superfície de discordância deabrangência regional que justapõe os estratos eossiluria-nos da porção superior do Grupo Rio Ivaí, quando esteexibe seu registro completo àqueles do Eodevoniano,da base da Formação Furnas. O pacote ocorre desde aporção catarinense da bacia até os estados de MatoGrosso e Goiás. Apresenta uma tendência regional deespessamento para oeste, rumo ao Paraguai oriental,onde encontra correspondência litoestratigráfica nos gru-pos Caacupé e Itacurubi, que lá alcançam uma espessu-ra total em torno dos 1.000 m.

Três unidades constituem o Grupo Rio Ivaí: asformações Alto Garças, Iapó e Vila Maria (Assine et al.1994). A Formação Alto Garças, com espessura máxi-ma da ordem de 300 m, é essencialmente arenosa,podendo incluir um conglomerado basal quartzoso, quepassa para arenitos conglomeráticos com estratificaçãocruzada. Predominam nessa formação arenitosquartzosos finos a grossos, pouco feldspáticos, que nasua porção superior podem apresentar-se síltico-argilo-sos e de cor avermelhada. A Formação Alto Garçasapresenta icnofósseis do gênero Skolithos (Milani, 1997),observados em testemunhos cortados no poço epônimo.Contudo, essa formação ainda não revelou um con-teúdo fossilífero significativo que lhe indicasse a idade.Paleocorrentes em estratos cruzados de natureza flu-vial, que aparecem na base dessa unidade, em aflora-mentos no flanco ocidental da bacia, apontam no sen-tido sudoeste.

A Formação Iapó é constituída por diamictitosde cores diversas, com matriz síltico-arenosa e clastosde natureza variada, cujo persistente posicionamen-to estratigráfico tanto em superfície quanto em se-ções de poços empresta-lhe a condição de um notá-vel horizonte de correlação, desde o flanco seten-trional da bacia até a porção centro-sul da mesma,já no Estado do Paraná. Seu contato abrupto com osarenitos da Formação Alto Garças denota uma im-portante descontinuidade na história de sedimenta-ção. Os diamictitos Iapó são sucedidos pelos depósi-tos da Formação Vila Maria, cujos pelitos fossilíferosrepresentam o marco estratigráfico mais importantede toda a Superseqüência Rio Ivaí.

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A Formação Vila Maria foi descrita por Faria(1982) a partir de estudos no sudoeste de Goiás. Paraeste autor, a denominação referia-se a todo o pacotede sedimentitos cratônicos estratigraficamente soto-posto à Formação Furnas, que na região estudadainclui diamictitos na base, folhelhos fossilíferos e are-nitos intercalados a siltitos na porção superior. Poste-riormente, Assine et al. (1994) redefiniram a unidadepela subtração dos diamictitos, por eles consideradoscomo correspondentes à Formação Iapó. Desse modo,restringiram a Formação Vila Maria ao pacote pelíticosobreposto, que grada para termos arenosos no senti-do do topo, no conjunto com poucas dezenas demetros de espessura. Os folhelhos são, em geral, decor vermelha, micáceos e com aspecto ferruginoso,porém localmente cinza-escuros e bastante fossilíferos.Por sua vez, os arenitos e siltitos da porção superiorexibem estratificação cruzada do tipo hummocky.Gretas de contração também ocorrem no intervalosuperior (Faria, 1982), o que sugere uma eventualexposição subaérea da superfície deposicional.

O conteúdo fossilífero característico faz da For-mação Vila Maria e, sobretudo, de sua correspondenteparaguaia, a Formação Vargas Peña, um intervalo-cha-ve para a cronoestratigrafia do Siluriano da Bacia doParaná. Tomadas em conjunto, são registrados nessasunidades megafósseis marinhos como graptólitos,trilobitas, braquiópodos, gastrópodos, biválvios e ostra-codes (Popp et al. 1981; Wiens, 1990; Boucot et al. 1991;Melo, 1993; Uriz et al. 2008), além de palinomorfoscomo quitinozoários (Wood e Miller, 1991; Grahn et al.

2000; Grahn, 2006), miósporos e acritarcos (Gray et al.1985, 1994). Do ponto de vista bioestratigráfico, os ele-mentos de maior relevância na caracterização da idadesão os graptólitos (gêneros Monograptus e Diplograptus),quitinozoários e miósporos (Mizusaki et al. 2002; Maulleret al. 2004; Grahn, 2006). Tal associação posiciona ointervalo estratigráfico em questão no Llandovery(Eossiluriano), confirmado também pela datação abso-luta (Rb–Sr) de pelitos da Formação Vila Maria (435,9 +7,8 Ma, fide Mizusaki et al. 2002), que corresponderiaà transição Aeroniano/Telychiano na escalageocronométrica de Gradstein et al. (2004). A mesmaidade é indicada pelos graptólitos e palinomorfos daFormação Vargas Peña no Paraguai oriental (Mauller et

al. 2004; Grahn, 2006; Uriz et al. 2008).A sucessão de fácies no pacote Rio Ivaí docu-

menta o primeiro ciclo transgressivo-regressivo da se-dimentação cratônica da Bacia do Paraná. A nature-za da sedimentação é dominantemente marinha, como trecho transgressivo estendendo-se desde a base

da unidade até o nível dos pelitos da Formação VilaMaria, que manifestam a máxima inundação desseciclo sedimentar. Daí para o topo desenvolve-se a por-ção regressiva, de pequena expressão em territóriobrasileiro devido à pronunciada remoção erosiva acon-tecida com o evoluir da discordância “pré-Furnas”. NoParaguai, o trecho regressivo encontra-se bem preser-vado, correspondendo aos arenitos finos, micáceos efossilíferos da Formação Cariy.

Superseqüência Paraná

Os sedimentitos devonianos que ocorremno Sul do Brasil constituem de longa data temas deinvestigações científicas. Segundo Salamuni e Biga-rella (1967), as primeiras descrições relativamenteorganizadas dos estratos devonianos da Bacia doParaná são devidas a Derby (1878). Seguiram-se ostrabalhos de Kayser (1900), Clarke (1913) e Kozlowski(1913), todos voltados para aspectos sedimentológicose paleontológicos desse pacote. É atribuída a Olivei-ra (1912) a pioneira divisão do pacote devoniano daregião meridional da bacia em “Grés das Furnas”,“Xistos de Ponta Grossa” e “Grés de Tibagi”. Evans(1894) definiu a “Série Chapada” referindo-se à se-ção devoniana aflorante no Estado de Mato Grosso.

Desde cedo, foi reconhecida uma divisão natu-ral do pacote devoniano da Bacia do Paraná em duasunidades: um pacote arenoso inferior, a Formação Fur-nas, e outro pelítico, sobreposto a Formação Ponta Gros-sa. Mas se um consenso acerca do empilhamento es-tratigráfico foi logo estabelecido, o mesmo não podeser dito acerca da nomenclatura desse pacote. Pairam,da mesma forma, importantes debates acerca da natu-reza da sedimentação Furnas (continental versus mari-nha), de sua idade (mormente a de sua porção inferior,afossilífera), e também quanto à sua relação de conta-to com a sobrejacente Formação Ponta Grossa (se tran-sicional ou discordante). Dois termos, a “Série Paraná”(Moraes Rêgo, 1931) e a “Série Campos Gerais” (Oli-veira, 1927), disputaram a primazia de nomear a seçãodevoniana da Bacia do Paraná. A partir de Lange ePetri (1967) tem prevalecido a denominação litoestrati-gráfica de Grupo Paraná, empregada por diversos pes-quisadores até os dias atuais. O Grupo Paraná da litoes-tratigrafia encontra correspondência em denominaçõesde cunho aloestratigráfico tais como SeqüênciaTectonossedimentar Devoniana-Mississipiana (Soares,

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1991), Seqüência Devoniana (Milani et al. 1994) e Su-perseqüência Paraná (Milani, 1997).

O pacote devoniano da bacia, o Grupo Paraná,apresenta uma espessura máxima em torno dos 800 m,como no poço de Alto Piquiri, perfurado na região oestedo Estado do Paraná. Possança similar é observada noParaguai oriental, onde a ocorrência de estratos devo-nianos em subsuperfície, sugerida já por Lange e Petri(1967), foi finalmente comprovada por trabalhos palino-lógicos efetuados pela Petrobras (inéditos). Na maior par-te da bacia, esta superseqüência assenta-se sobre osestratos ordovício-silurianos do Grupo Rio Ivaí, mas tam-bém pode ser encontrado diretamente sobre os litotiposdo embasamento da sinéclise. A base do pacotedevoniano coincide com uma superfície de discordâncianotavelmente regular e aplainada, de tal sorte que suageometria regional, em particular a da Formação Fur-nas, configura um imenso blanket, com cerca de 250 mde espessura em toda sua ampla área de ocorrência. Otopo do pacote é assinalado por outra discordância re-gional, desenvolvida no final do Devoniano e sobretudono Carbonífero. O estabelecimento desta superfícieerosiva subtraiu importantes registros sedimentares daBacia do Paraná, correspondentes ao Devoniano termi-nal e quiçá ao Eocarbonífero.

A Formação Furnas é representada por uma su-cessão de arenitos quartzosos brancos, médios a gros-sos, caulínicos e exibindo estratificações cruzadas devárias naturezas. Próximo à base, são freqüentes leitosconglomeráticos com até 1 m de espessura. Na sua por-ção intermediária, dominam arenitos de granulometriamédia, que se intercalam a delgados níveis de siltito efolhelho muscovítico, salientando o aspecto estratificadodesse intervalo. Cruzadas do tipo espinha de peixe ocor-rem neste nível intermediário da formação (Assine, 1996).Para o topo, arenitos médios a grossos passam a domi-nar, mas também aparecem camadas de arenitos muitofinos com estratificação do tipo hummocky. Em subsu-perfície, a porção mais superior da Formação Furnasmostra um incremento paulatino nas leituras do perfil deraios gama, o que indica um aumento contínuo de argi-losidade, evidenciando uma passagem gradacional paraa Formação Ponta Grossa. As “camadas de transição”de Petri (1948), um conjunto de fácies com arranjo gra-nodecrescente que inicia na base com o típico “arenitoFurnas” e que culmina a algumas dezenas de metrosacima nos folhelhos da Formação Ponta Grossa, parecematerializar em afloramentos o referido intervalo degradação indicado nos perfis de poços.

A Formação Ponta Grossa foi descrita inicialmen-te no Estado do Paraná, onde é representada por três

membros: Jaguariaíva, Tibagi e São Domingos (Langee Petri, 1967). O inferior, que materializa o afogamen-to dos sistemas transicionais da porção superior daFormação Furnas, é representado por folhelhos comcerca de 100 m de espessura, contendo lentes de are-nito fino com estratificações retrabalhadas por ondas.Nos 20 m superiores desse pacote, ocorre um folhelhopreto laminado, carbonoso, que configura um impor-tante marco de correlação estratigráfica em subsuper-fície, além de constituir potencial gerador de hidrocar-bonetos gasosos em toda sua área de ocorrência, nodomínio central da Bacia do Paraná. O Membro Tibagi,areno-síltico, corresponde à porção média da Forma-ção Ponta Grossa, refletindo um contexto regressivode progradação de sistemas deltaicos provenientes daborda nordeste, onde é bastante expressivo o aportedos termos arenosos (Andrade e Camarço, 1982). OMembro São Domingos, dominantemente pelítico,documenta nova inundação em ampla escala, quefecha o registro devoniano pré-”struniano” da sinécli-se. A Formação Ponta Grossa ultrapassa os 600 m deespessura em subsuperfície, com 300 m remanescen-tes em afloramentos. Sedimentitos devonianos ocor-rem também no Uruguai, onde são reunidos sob adenominação de Grupo Durazno.

Assine (1996) demonstrou que os arenitos Fur-nas encerram um rico conteúdo icnofossilífero, impor-tante argumento a favor da hipótese de acumulaçãoem plataforma marinha rasa. A datação dessa unida-de ainda é problemática no que diz respeito à sua por-ção inferior, sedimentada talvez ainda no Siluriano ter-minal. O mesmo não se aplica à porção superior, ondeocorrem – desde o Paraná até Goiás e Mato Grosso –pelitos portadores de plantas continentais do grupo dasPsilophytales, conhecidas desde Bigarella et al. (1966),e hoje posicionadas no Lochkoviano superior não-ter-minal (Gerrienne et al. 2001). Os miósporos associadosa essas tafoflórulas, inicialmente datados comopraguianos por Dino e Rodrigues (1993), na verdadecorroboram a idade Neolochkoviana indicada pelas plan-tas, e pertencem a palinozona Mórfon Emsiensis, deRubinstein et al. (2005). Esta datação, aliada à relaçãode gradacionalidade entre as formações Furnas e Pon-ta Grossa em escala de bacia, confirma que o GrupoParaná tenha se depositado - inteiramente ou na suaquase totalidade - durante o Devoniano.

Quanto às pesquisas bioestratigráficas na Forma-ção Ponta Grossa, o trabalho de Clarke (1913), basea-do num abundante acervo coletado em afloramentosno Estado do Paraná, é considerado um marco na clas-sificação dos macrofósseis dessa unidade. Lange (1954)

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e Sommer (1954) sintetizaram os conhecimentos acu-mulados até então sobre a paleofauna e a paleoflorado Devoniano paranaense, respectivamente. Na pri-meira, predominam invertebrados marinhos comobraquiópodos, trilobitas, biválvios, gastrópodos, anelí-deos e equinodermos. A tafoflora da Formação PontaGrossa evidencia o sensível avanço evolutivo já alcan-çado no Devoniano, com representantes de Psilophyta-

les, Lepidodendrales, Lycopsidales e Hyniales. Entre-tanto, foi por meio de zoneamentos palinoestratigráfi-cos, estabelecidos em subsuperfície com base emquitinozoários (Lange, 1967; Grahn et al. 2000, 2002;Grahn, 2005; Gaugris e Grahn, 2006) e miósporos(Daemon et al. 1967; Loboziak et al. 1988, 1995, 1998;Dino et al. 1995; Melo e Loboziak, 2003), que se data-ram com precisão os estratos Ponta Grossa. Os resulta-dos das investigações mais recentes indicam que opacote pelítico devoniano, preservado atualmente naBacia do Paraná, depositou-se do Praguiano aoNeofrasniano não-terminal. Registros mais jovens doDevoniano foram erodidos, mas palinofloras relictas doFameniano terminal (“Struniano”) foram documenta-dos, possivelmente in situ, em diamictitos do poçoOrtigueira, no Paraná (Loboziak et al. 1995).

Esses diamictitos, aqui informalmente desig-nados segundo o poço de mesmo nome, ocorrem notestemunho n°14 (entre 953-954,5 m) e assentam-sesobre pelitos frasnianos da Formação Ponta Grossa.Foram analisados palinologicamente por Loboziak et

al. (1995), que os atribuíram a palinozona LN da Eu-ropa Ocidental (Streel et al. 1987), equivalente à ZonaLVa de Melo e Loboziak (2003), constatando ainda apresença de palinomorfos retrabalhados do Givetianoe Frasniano. Sua litologia foi descrita sumariamentepor Caputo et al. (2008), como sendo diamictitos cin-zentos, constituídos por clastos de granulometria va-riada (desde arenosa até seixos), dispersos numa ma-triz argilosa a síltica, micácea, maciça. Esse mesmointervalo fora atribuído por Lange (1967) à FormaçãoPonta Grossa (Frasniano, intervalo bioestratigráfico D

5),

tendo sido posteriormente relacionado por geólogosda Petrobras ao Grupo Itararé (Formação CampoMourão). Cumpre salientar que é praticamente im-possível distinguir litologicamente os diamictitosneocarboníferos dos neofamenianos, estes com redu-zida espessura, sendo necessário recorrer-se à palino-logia para separá-los. Além disso, é comum o retra-balhamento de palinomorfos “strunianos” nos diamic-titos do Grupo Itararé, conforme já salientado porLoboziak et al. (1995). Em função dessas ressalvas eaté que sua mapeabilidade seja demonstrada, optou-

se, aqui, pela informalidade nomenclatural do“diamictito Ortigueira”.

A Superseqüência Paraná constitui o segundociclo transgressivo-regressivo do registro estratigráficoda Bacia do Paraná. O pacote Furnas exibe uma ca-racterística assinatura transgressiva que vai culminarnos pelitos da base da Formação Ponta Grossa, estesdocumentando a primeira grande inundação do ciclodevoniano, durante o Praguiano – Eo-emsiano. Umsegundo episódio de expansão marinha seria atingidano Mesodevoniano (transição Eifeliano/Givetiano), quepromoveu uma conexão entre as bacias do Paraná edo Parnaíba, evidenciada paleontologicamente pormegafósseis e palinomorfos. O afogamento marinhona Bacia do Paraná persistiu até pelo menos o Fras-niano, embora não com a magnitude e o desenvolvi-mento anóxico observados então nas bacias paleozói-cas do Norte brasileiro. No seu conjunto, o pacote PontaGrossa registra condições de mar alto, sendo a seçãodominantemente pelítica pontuada localmente porprogradações arenosas, a mais significativa delas cor-respondendo ao Membro Tibagi.

SuperseqüênciaGondwana I

O pacote gondwânico da Bacia do Paraná, doqual esta unidade constitui a porção dominantementepaleozóica, tem-se constituído em inesgotável acervopara pesquisas há mais de um século. Isso é decorrentedo interesse mineiro em função da existência dos leitosde carvão da Formação Rio Bonito, das ocorrências deurânio nesta mesma unidade e do potencial petrolífero- tanto pela presença de rochas geradoras como derochas-reservatório - que esta superseqüência encerra.

Embora o registro inicial da seção gondwânicaremonte a Derby (1878), foi White (1908) quem pri-meiro agrupou o conjunto de estratos em questãono “Sistema de Santa Catarina”, constituído pela“Série de São Bento” (“eruptivas da Serra Geral,grés de Botucatu e camadas vermelhas do Rio doRasto”), “Série de Passa Dois” (“rocha calcárea daRocinha, schistos da Estrada Nova, schisto negro deIraty”) e “Série de Tubarão” (“schistos de Palermo,grés do Rio Bonito com estractos carboníferos, con-glomerados de Orleans, grés amarellos e schistosem solo de granito”).

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Em seus traços gerais, tal divisão pioneira man-tém-se até hoje, sendo que a visão litoestratigráficacontemporânea do pacote permo-carbonífero da Ba-cia do Paraná deve-se em grande parte à síntese deSchneider et al. (1974). Num enfoque aloestratigráfico,Soares (1991) referiu-se a este pacote como Seqüên-cia Tectonossedimentar Pensilvaniana-Permiana, en-quanto Milani et al. (1994) designaram-no SeqüênciaCarbonífera-Eotriássica.

A ausência de fósseis da coluna geocronológicapadrão, tais como amonóides e conodontes, e a es-cassez de datações absolutas - uma vertente de pes-quisa que só há poucos anos está sendo praticadapara esse pacote - impedem um posicionamente geo-cronológico mais acurado das seções gondwânicas.As idades atribuídas às unidades dessa superseqüên-cia são baseadas em dados paleontológicos advindosde diversos grupos fósseis, principalmente palinomor-fos para as unidades dos grupos Itararé, Guatá e basedo Passa Dois (Formação Irati), (Daemon e Quadros,1970; Souza e Marques-Toigo, 2005; Souza, 2006) evertebrados (tetrápodes da Formação Rio do Rastro,por exemplo Cisneiros et al. 2005; Lucas, 2006).

Idades absolutas têm sido obtidas mais recen-temente, com relativa convergência de informaçõesaté o presente momento apenas para a FormaçãoIrati (Santos et al. 2006; Rocha-Campos et al. 2007).De qualquer modo, pelo posicionamento estratigráfi-co relativo das diversas unidades, a obtenção de ida-des absolutas robustas para o horizonte Irati temimpactado fortemente o ajuste do biozoneamentodesta seção à escala de idades absolutas, com altera-ções da ordem dos 30 Ma em relação aos esquemasanteriormente praticados. Está em curso uma verda-deira releitura da Estratigrafia do Permo-Carboníferoda Bacia do Paraná, e antecipam-se para os próximosanos novos resultados de forte impacto no tema.

A Superseqüência Gondwana I (Milani, 1997)engloba o maior volume sedimentar da Bacia doParaná, aflorando num cinturão quase contínuo ao lon-go do perímetro da sinéclise e exibindo, em subsuperfí-cie, uma espessura total máxima da ordem de 2.500 m.Esta unidade encerra em seu registro atributos sedi-mentares que refletem uma grande variedade de con-dições deposicionais sucedendo-se no tempo e evoluindoentre um contexto neocarbonífero de sedimentaçãocom marcada influência glacial até um amplo e áridointerior continental com domínio de campos de dunaseólicas já na chegada do Mesozóico.

Esta superseqüência inclui os pacotes sedimenta-res que, sob a ótica da Litoestratigrafia, caracterizam

individualmente o Grupo Itararé e Formação Aquidaua-na, Grupo Guatá, Grupo Passa Dois e formaçõesPirambóia e Sanga do Cabral. No conjunto, esta grandeunidade aloestratigráfica posiciona-se temporalmenteentre o Moscoviano (Neocarbonífero) e o Scythiano(Eotriássico).

Durante boa parte do Eocarbonífero, o Gond-wana sul-ocidental postou-se a elevadas latitudes etornou-se o sítio de extensa glaciação continental. Apresença de geleiras foi fator inibidor a uma efetivaorganização de sistemas deposicionais e à acumula-ção sedimentar expressiva. Este período reflete-se noregistro estratigráfico da Bacia do Paraná como umasignificativa lacuna entre os estratos neodevonianosda Formação Ponta Grossa e os neocarboníferos doGrupo Itararé e Formação Aquidauana. Com a pro-gressiva migração do paleocontinente para norte, afas-tando-se assim do foco da glaciação, a sedimentação- em um contexto periglacial - foi retomada nessaárea, no final do Moscoviano.

A porção inferior da Superseqüência Gondwa-na I é representada pelos depósitos ainda diretamenteligados à fase de degelo dos grandes glaciares mississi-pianos. Para o Grupo Itararé e Formação Aquidauana,França e Potter (1988) definiram ciclos de sedimentaçãocom afinamento de grão para cima que corresponde-riam a mudanças climáticas cíclicas dentro do regimeglacial, cada um deles ligado a uma subida do nívelrelativo do mar. Tais ciclos iniciam em pacotes arenososque gradam para cima a seções argilosas, nessas últi-mas sendo comuns intercalações de lamitos seixosos (dia-mictitos). As maiores espessuras preservadas da seçãoglaciogênica encontram-se na porção centro-norte dabacia, onde atingem mais de 1.300 m. Para França ePotter (1988), a Formação Aquidauana equivale estrati-graficamente ao Grupo Itararé, porém sua ocorrênciarestringe-se ao domínio setentrional da sinéclise e desteúltimo se diferencia basicamente por sua generalizadaoxidação e cor vermelha.

Constituem os depósitos glaciogênicos da Baciado Paraná diamictitos maciços ou estratificados, comseixos e blocos de múltiplas litologias e áreas-fonte queevidenciam o trabalho das geleiras carreando imensovolume sedimentar para a bacia. As fácies arenosas,maciças, gradadas ou com ondulações unidirecionaistotalizam o maior volume sedimentar do pacote glaciale correspondem, segundo Eyles et al. (1993), a contex-tos de sedimentação turbidítica. São comuns corposarenosos apresentando deformações sinssedimentaresligadas a escape d’água ou dobras diversas. Os pelitosforam associados a processos de decantação quando

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maciços, e a sedimentação turbidítica quando finamen-te laminados. Esses mesmos autores advogaram umaimportante contribuição de fluxos gravitacionais na se-dimentação glaciogênica da Bacia do Paraná, sendopara eles a presença de fácies de ressedimentação emtodos os domínios da bacia uma forte evidência deum substrato acidentado e elevado aporte sedimen-tar. Dois outros litotipos, embora de ocorrência subor-dinada, são bastante característicos desse pacote: os“ritmitos” e os tilitos (Rocha-Campos, 1967). Os pri-meiros incluem os chamados varvitos, originados porvariações climáticas sazonais em lagos periglaciais,enquanto os tilitos verdadeiros, de presença muito localno Itararé, relacionam-se a pavimentos estriados im-pressos no substrato pela ação mecânica da geleiraem movimento, geralmente orientando-se a N-S ouNW-SE (Rocha-Campos, 1967; Gesicki et al. 1996).Com base nos palinomorfos (Souza, 2006, em partereinterpretado no presente trabalho), ao Grupo Itararéé atribuída uma idade entre o Moscoviano terminal(Neocarbonífero) e o início do Sakmariano (Eopermia-no), ao passo que a Formação Aquidauana - com seuconteúdo palinológico referido à “zona G” de Daemone Quadros (1970) -, constitui um registro sedimentarexclusivamente neocarbonífero.

A deglaciação trouxe como conseqüência dire-ta uma subida do nível relativo do mar, conceitualmen-te identificada como “transgressão permiana” porLavina e Lopes (1987). Sucedem os estratos glaciogê-nicos o pacote sedimentar do Grupo Guatá, na porçãomeridional da bacia, e o das formações Tietê (sensoFulfaro et al. 1991) e Tatuí no domínio centro-norte; noUruguai, equivale à Formação Três Islas. A par de dis-tintas denominações locais, o pacote pós-glacial defi-ne uma cunha transgressiva em onlap de sul para nor-te que inicia com os depósitos da Formação Rio Bonito,tradicionalmente interpretados como constituindo um“extenso front deltaico” (Northfleet et al. 1969). Umanotável ciclicidade sedimentar pode ser observada nopacote Rio Bonito, traduzindo oscilações do nível debase na bacia de acumulação. Em função desta carac-terística, em que se alternam pacotes ora dominante-mente arenosos e ora pelíticos, a unidade foi divididaem três membros: Triunfo, Paraguaçu e Siderópolis(Schneider et al. 1974).

A tendência transgressiva da sedimentação pós-glacial se manifesta desde a base do Grupo Guatá,sendo comuns retrabalhamentos dos lobos deltaicospor ação de marés. A completa seção da FormaçãoRio Bonito é pontuada por níveis marinhos em grandeparte representados por tempestitos (Castro, 1991). A

influência marinha pode manifestar-se como pacotespelíticos de espessura importante, como é o caso doMembro Paraguaçu, no conjunto traduzindo uma pro-gressiva subida do nível do “mar Palermo” que, a se-guir, recobriria por completo a bacia. Localmente, sobcondições de restrição lagunar ao longo da franja litorâ-nea, desenvolveram-se turfeiras que deram origem aoscarvões do Membro Siderópolis.

A unidade superior da Formação Rio Bonito com-preende arenitos finos, siltitos e siltitos carbonosos quese intercalam a camadas de carvão (Bortoluzzi et al.1987). O carvão ocorre na porção meridional da Baciado Paraná, sendo Bonito, Barro Branco e Candiota, den-tre outras, unidades de grande significado na GeologiaEconômica da região Sul do País. As camadas de car-vão na região de Candiota (RS) arranjam-se num pa-drão retrogradacional (Alves, 1994), sucedendo-se tem-poralmente de sul para norte segundo a tendênciatransgressiva que dominava a sedimentação em maiorescala. No domínio norte, a seção correspondente aosintervalos médio e superior da Formação Rio Bonito,em conjunto com a Formação Palermo, são agrupadosna Formação Tatuí (Schneider et al. 1974).

A Formação Palermo é constituída por siltitos esiltitos arenosos cinza-amarelados, sendo a conspícuabioturbação uma característica onipresente em sua ocor-rência pela bacia. Arenitos finos em corpos de geome-tria lenticular e estratificação do tipo hummocky ocor-rem localmente no Palermo. Folhelhos cinza-escuros tam-bém aparecem, compondo um horizonte de correlaçãoregional relacionado à máxima inundação da Superse-qüência Gondwana I (Milani, 1997). Tal horizonte confi-gura igualmente um notável marco bioestratigráfico nozoneamento palinológico de Daemon e Quadros (1970),posicionando-se temporalmente no Artinskiano (Souza,2006). No seu conjunto, o Grupo Guatá tem idades en-tre o Sakmariano e o Artinskiano.

Acima, a Formação Irati documenta um mo-mento singular na evolução da bacia: uma efetivarestrição à circulação de águas entre a sinéclise e ooceano Panthalassa culminou por desenvolver umcontexto ambiental hipersalino na bacia interior. Sobtais condições, acumularam-se carbonatos e evaporitosna porção norte, e folhelhos betuminosos na porção sulda bacia, estes exibindo um conteúdo orgânico quanti-tativo que atinge níveis dos mais elevados já registra-dos em depósitos sedimentares do planeta, da ordemde 23%, qualificando-os como um gerador em poten-cial para acumulações petrolíferas na área. Singulartambém é a paleofauna de vertebrados encontrada noIrati, com os gêneros Mesosaurus e Stereosternum, rép-

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teis que permitiram a Du Toit (1927), ainda muito cedoneste século, sugerir a deriva continental como umapossibilidade científica, em função da correlação detais fósseis com os equivalentes encontrados nos depó-sitos da Formação Whitehill, na África do Sul. A Forma-ção Irati, ajustada aos esquemas internacionais peladatação geocronológica de zircões nela presentes (cin-zas vulcânicas), posiciona-se atualmente no neo-Ar-tinskiano (Santos et al. 2006). Na sucessão sedimentar,segue a Formação Serra Alta um pacote de folhelhoscinza-escuros finamente laminados, produto de decan-tação de argila em um contexto marinho de baixa ener-gia (Gama Jr., 1979) e interpretados como os depósitosrelativos ao “afogamento” do “golfo Irati”. Na realida-de, a última incursão marinha importante documenta-da na Bacia do Paraná.

A sedimentação Passa Dois “pós-Serra Alta” de-senvolveu-se acompanhando uma definitiva tendênciaregressiva em grande escala. Sistemas continentais pas-sam a dominar a bacia de acumulação, representandoo assoreamento da bacia remanescente. Depósitos do-minantemente pelíticos, com estruturas sedimentaresligadas à ação de marés na Formação Teresina, dãolugar a um complexo progradacional de red beds in-cluindo lobos deltaicos, pelitos lacustres, arenitos eólicose depósitos fluviais (Lavina, 1988) da Formação Rio doRasto, que se desenvolveram no sentido geral de no-roeste para sudeste. No domínio paulista da bacia, aFormação Corumbataí, documentando um amplo sis-tema de planície de marés, é a equivalente litoestrati-gráfica da Formação Teresina. A fauna de vertebrados(pareiassaurídeos) da Formação Rio do Rasto, registra-da em afloramentos do Paraná e Rio Grande do Sul(Cisneros et al. 2005), são referíveis aos faunacronsGamkano e Hoedemakerano da biocronologia globalde tetrápodes permianos de Lucas (2006), cuja idade éguadalupiana (mesopermiana). Contudo, o maior de-senvolvimento em espessura sedimentar da FormaçãoRio do Rasto em subsuperfície permite especular-se queessa unidade possa atingir o Permiano Superior - Triássicoinicial no interior da bacia, em seções não representa-das na faixa de afloramentos.

Na porção gaúcha da Bacia do Paraná, umaespessa sucessão flúvio-eólica com até 500 m depossança, como constatado pelo poço de Alegrete,corresponde à Formação Sanga do Cabral, unidade quese prolonga ao Uruguai nos depósitos da FormaçãoBuena Vista. O pacote Sanga do Cabral foi interpreta-do por Lavina (1988) como um equivalente lateral daFormação Rio do Rasto, que representaria o avançopara norte de sistemas continentais sobre os remanes-

centes lacustres da “Bacia Passa Dois”. Tal interpreta-ção, associada à presença de répteis da biozona deLystrosaurus do Scythiano (Eotriássico) nos estratos daFormação Sanga do Cabral (Lavina, 1988), corrobora oposicionamento da porção terminal da Superseqüên-cia Gondwana I no início do Mesozóico. No domíniosetentrional, um contexto sedimentar análogo ao daFormação Sanga do Cabral é conhecido como Forma-ção Pirambóia. Trata-se de depósitos fluviais e eólicoscompondo uma cunha que se adelgaça para sudoesteno sentido da porção paranaense da bacia.

Em síntese, no arcabouço aloestratigráfico daBacia do Paraná, a Superseqüência Gondwana I do-cumenta um ciclo transgressivo-regressivo comple-to, que se inicia na base do pacote glacial pensilva-niano, atinge condições de máximo afogamentomarinho na Formação Palermo no Artinskiano, eencerra em depósitos continentais que colmatariama sinéclise já no início do Mesozóico.

SuperseqüênciaGondwana II

O estabelecimento da ocorrência do SistemaTriássico na Bacia do Paraná apresenta um forte vínculoao pacote pelítico fossilífero da Formação Santa Maria,que ocorre na porção gaúcha da bacia e que, em ter-mos de conteúdo fossilífero, não encontra analogia nosdemais domínios da sinéclise. O posicionamento destesred beds com restos de vertebrados no arcabouço estra-tigráfico da bacia, pelo caráter limitado de sua área deocorrência, tem suscitado controvérsias ao longo de suahistória de investigação, iniciada com a definição das“Camadas Santa Maria” por Moraes Rego (1930) apud

Baptista et al. (1984). Além disso, os pelitos Santa Mariaocorrem inseridos numa espessa seção dominantemen-te arenosa, em grande parte afossilífera, que abarca ointervalo entre o pacote reconhecidamente de idadepermiana da Formação Sanga do Cabral e a FormaçãoBotucatu, do Neojurássico-Eocretáceo, de tal sorte quediversos aspectos da estratigrafia desta porção da baciaainda estão por ser adequadamente equacionados.

A identificação pioneira da presença de restosfósseis de vertebrados na seção sedimentar em questãoremonta ao início do século (Woodward, 1907 apud

Faccini, 1989). Investigações do conteúdo fossilífero daFormação Santa Maria que se tornaram clássicas foram

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as de Huene (1928) apud Scherer (1994) e Huene (1942)apud Bortoluzzi e Barberena (1967), dedicadas ao estu-do de répteis e reconhecendo já àquela época a maio-ria dos grupos presentes (Dicynodontia, Cynodontia,

Pseudosuchia, Rhynchocephalia e Saurischia). GordonJr. e Brown (1952) apud Bortoluzzi e Barberena (1967),na pesquisa de plantas fósseis; Pinto (1956) apud

Bortoluzzi e Barberena (1967), observando e descreven-do plantas fósseis e invertebrados (Crustacea e Insecta),e Price (1946, 1947) apud Bortoluzzi e Barberena (1967),igualmente voltada aos vertebrados fósseis.

Mas certamente estes estratos se notabilizaramna bibliografia geocientífica por sua paleoherpetofauna,tendo os estudos sistemáticos dos restos de vertebradosda Formação Santa Maria efetivamente implementadosa partir da década de 70. Barberena (1977) mostrou aprimeira subdivisão bioestratigráfica para o intervalo se-dimentar da Formação Santa Maria, na forma de trêscenozonas (Therapsida, Rhynchocephalia e Dicroidium).As duas primeiras baseadas em répteis e dotadas deextensão lateral considerável, ao passo que a últimaapóia-se em plantas fósseis e tem caráter fortementelocal. Esse autor estabeleceu meticulosa correlação en-tre as zonas de associação e a fauna triássica da Argen-tina, concluindo por um posicionamento da seção sedi-mentar da Formação Santa Maria entre o Mesotriássicoe o Neotriássico.

Em dados de subsuperfície, observa-se que a se-ção correspondente à Superseqüência Gondwana II exi-be um contato basal nítido, em que depósitos pelíticossobrepõem-se abruptamente aos arenosos da unidadeanterior. Este contato abrupto, na realidade refletindouma rápida “transgressão lacustre” sobre a superfíciede discordância que marca o topo da SuperseqüênciaGondwana I, poderia ser indicativo de um episódio deafundamento acelerado do substrato e desenvolvimen-to de uma bacia faminta. O posterior preenchimentopor aportes arenosos progradacionais encontra-se docu-mentado nos dados de poços que amostraram essa se-ção sedimentar. O conjunto pelitos lacustres/progradaçõesarenosas é recoberto em contato abrupto pelos arenitosda Formação Tacuarembó no Uruguai e pelos da For-mação Botucatu no Rio Grande do Sul.

Assim, o conjunto de atributos da Superseqüên-cia Gondwana II permite uma interpretação de que asubsidência meso-neotriássica da Bacia do Paraná po-deria estar relacionada ao desenvolvimento de grábensdistensivos assimétricos, acomodando-se a drenagemfluvial sobre a rampa flexural deste sistema, com mer-gulho regional do substrato para norte na porção gaú-cha e para sul em uma calha uruguaia análoga, en-

quanto que os pelitos lacustres teriam se acumulado jun-to às porções mais subsidentes. A ciclicidade observadaneste pacote, em que se intercalam pelitos lacustres earenitos fluviais, teria se desenvolvido em resposta a va-riações do nível de base do lago em função de um con-trole combinado da tectônica e do clima (Milani et al.1998). A Formação Santa Maria, o clássico registroladiniano-noriano da região central do Rio Grande doSul, corresponde à sedimentação lacustre - e fluvial asso-ciada - que aconteceu em resposta a um pulso de subsi-dência nos grábens meso-neotriássicos da Bacia doParaná. De todo o modo, a pronunciada erosão a quefoi submetido este pacote, principalmente durante o de-senvolvimento da ampla superfície de deflação eólicaligada à Formação Botucatu, dificulta sobremodo umareconstituição mais confiável do contexto paleofisiográficodo Meso-Neotriássico da Bacia do Paraná.

SuperseqüênciaGondwana III

A Superseqüência Gondwana III, denominadacomo “Seqüência Jurássica-Eocretácica” na concep-ção de Milani et al. (1994), compreende o intervalodo registro estratigráfico da Bacia do Paraná em quese posicionam os sedimentitos eólicos da FormaçãoBotucatu e os magmatitos da Formação Serra Geral.Tal seção, se acrescida do pacote sedimentarsuprabasáltico, encontrará correspondência no Gru-po São Bento, de Schneider et al. (1974). A Superse-qüência Gondwana III é amplamente distribuída pelaBacia do Paraná, e seus sedimentitos continentais sãorepresentados dominantemente por fácies eólicas. AFormação Botucatu constitui-se quase totalmente, emtoda sua ampla área de ocorrência, por arenitos mé-dios a finos de elevada esfericidade e aspecto fosco,róseos, que exibem estratificação cruzada tangencial,de médio a grande porte, numa assinatura faciológicamuito característica que possibilita um pronto reco-nhecimento do “deserto Botucatu” em todos os pon-tos em que aflora. Junto à base, localmente ocorremventifactos (Almeida e Melo, 1981) derivados de umpersistente retrabalhamento eólico sobre depósitos flu-viais subjacentes ao campo de dunas.

Com mais freqüência na porção norte da ba-cia, mas também no Rio Grande do Sul, ocorrem ele-mentos sedimentares de origem ligada a fluxos aquo-

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sos, na forma de arenitos médios a grossos, em cor-pos lenticulares exibindo ciclos gradacionais, comarenitos conglomeráticos associados, interpretadoscomo produzidos por episódios torrenciais (Almeidae Melo, 1981), num contexto alúvio-fluvial. Estafácies repete-se ciclicamente com gradação para afácies eólica, significando múltiplos eventos e umacerta proximidade a paleomargem do erg. Junto aotopo da unidade, e mesmo em lentes sedimentaresintercaladas aos derrames basais do Serra Geral,são relatadas ocorrências de sedimentitos lacustrescom até 10 m de espessura, na forma de ritmitoscom termos argilosos, sílticos e arenosos arranjadossegundo uma bem-definida estratificação plano-pa-ralela (Almeida e Melo, 1981). Deve-se ressaltar,as fácies que não a eólica quebram apenas muitolocalmente o monótono e o amplo domínio dos cam-pos de dunas e interdunas secas que constituem aFormação Botucatu.

Se por um lado inexistem dificuldades na in-dividualização do Botucatu naqueles sítios em queele é exclusivamente eólico, tornando-se bastanteóbvio, nestes casos, o caráter discordante de seucontato basal, alguns embaraços surgem quandoocorrem em sua porção inferior estratos de origemalúvio-fluvial, o que é geralmente o caso na porçãopaulista da bacia. Fulfaro et al. (1980) apontam adificuldade em se determinar a posição do contatoBotucatu-Pirambóia, esta última faciologicamentecaracterizada por sedimentitos flúvio-eólicostexturalmente similares aos da primeira. Soares(1972) considera transicional esta relação de con-tato, e engloba estas duas formações em sua “Se-qüência Tectonossedimentar Triássico-Jurássico”(Soares, 1991). Caetano-Chang e Wu (1993), inse-rindo elementos de análise faciológica, argumen-tam a favor de uma discordância entre estas unida-des, sendo a sedimentação Botucatu precedida pelodesenvolvimento de uma superfície de deflaçãoeólica que se associaria a um hiato erosivo “de tem-po relativamente curto”. Em subsuperfície, pode-se acompanhar a distribuição da Formação Botucatuem dados de poços, podendo-se perceber um es-pessamento desta unidade no sentido do domínionorte da Bacia do Paraná.

magmatismo Serra Geral

Dentre as características comuns às baciascratônicas sul-americanas encontra-se o intenso vul-

canismo fissural que as afetou no Mesozóico, consti-tuindo ampla província magmática que, no conjuntode todas as áreas por ela compreendidas, define amaior manifestação ígnea não-oceânica durante oFanerozóico e uma importante contribuição à gera-ção da crosta continental do planeta. De alguma for-ma, a série de episódios magmáticos aí envolvidosestá vinculada aos campos tensoriais e fenômenosendógenos que levaram à desagregação do Pangea.Na Bacia do Paraná, o evento traduziu-se como umaespessa cobertura de lavas, uma intrincada rede dediques cortando a inteira seção sedimentar e múlti-plos níveis de soleiras intrudidas segundo os planosde estratificação dos sedimentitos paleozóicos. Pra-ticamente nenhuma região da bacia foi poupada pelainvasão magmática e, hoje, após mais de 100 Made retrabalhamento erosivo, ainda restam cerca detrês quartos da área total da bacia recobertos pelasrochas ígneas da Formação Serra Geral, com umaespessura remanescente que se aproxima dos 2.000 mna região do Pontal do Paranapanema (SP).

De maneira generalizada, constituem a For-mação Serra Geral termos petrológicos dominadospor basaltos toleíticos e andesitos basálticos, ocor-rendo subordinadas quantidades de riolitos eriodacitos (Peate et al. 1992). Geoquimicamente,ocorre uma diferenciação destas rochas ao longo dabacia em termos de conteúdo de TiO

2 (Bellieni et al.

1984) e de elementos-traço, especialmente Y e Yb(Peate, 1989 apud Gomes, 1996). Tais pesquisas con-duziram ao reconhecimento de uma distribuição es-tratigráfica seqüencial entre os termos geoquimica-mente diferenciados, interpretada inicialmente porPeate et al. (1992) como devida a uma migração dafonte magmática de sul para norte ao longo da ba-cia. A abordagem geoquímica no estudo das rochasda Formação Serra Geral (Bellieni et al. 1984;Mantovani et al. 1985) definiu que na porção norteda bacia dominam rochas enriquecidas em TiO

2, ao

passo que no sul prevalecem as pobres neste consti-tuinte, tendo tais autores creditado esta variação auma composição diferenciada já em nível de fonteprimária do magma. O manto sob esta área não se-ria homogêneo em termos composicionais quandoanalisado regionalmente. Fodor et al. (1989), por seuturno, preferem explicar a variação do teor de TiO

2

por diferentes graus de assimilação crustal pelo mag-ma em seu trânsito até a superfície.

Em termos geocronológicos, com base em de-terminações pelo método K/Ar, as magmáticas Ser-ra Geral foram assinaladas ao intervalo temporal de

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147 a 119 Ma (Amaral et al. 1966; Cordani e Van-doros, 1967). A utilização mais recentemente da téc-nica Ar/Ar tem alterado este quadro. Renne et al.(1992), datando rochas coletadas em quatro seçõesverticais na porção sul da Bacia do Paraná, concluiuter sido o evento Serra Geral extremamente rápido,a 133 ± 1 Ma e com duração aproximada de 1 Ma.Entretanto, com base na estratigrafia proposta porPeate et al. (1992) para as lavas da Bacia do Paraná,percebe-se que a amostragem de Renne et al. (1992)centrou-se em dois tipos magmáticos em particular -Gramado e Urubici -, não sendo os resultados de taisdatações representativos para a província no seu todo.

Turner et al. (1994) apresentaram dados Ar/Ar realizados a partir de amostras coletadas a dife-rentes níveis estratigráficos dentro do pacote de la-vas, selecionadas adequadamente para caracterizarem termos geocronológicos os diversos tipos mag-máticos da proposta de Peate et al. (1992). Os resul-tados demonstraram uma distribuição de idades de-crescente a partir de 137,8 ± 0,7 Ma para níveis dabase da capa ígnea, em subsuperfície no Estado deSão Paulo, até 126,8 ± 2,0 Ma em amostras de su-perfície do Uruguai. Amostras provenientes da re-gião trabalhada por Renne et al. (1992) forneceramresultados similares aos relatados naquele trabalho.Diques com direção NW-SE, incluídos no conjuntodo Arco de Ponta Grossa, resultaram em 134,1 ± 1,3Ma e 130,5 ± 2,8 Ma, enquanto outros de orienta-ção NE-SW, amostrados ao longo da Rodovia Rio-Santos mostraram idades entre 133,3 ± 1,7 Ma e129,4 ± 0,6 Ma. Este conjunto de resultados posicionao evento Serra Geral entre 137 e 127 Ma.

Superseqüência Bauru

A cobertura pós-basáltica constitui unidade si-liciclástica psamítica acumulada em condições semi-áridas a desérticas. Tem espessura máxima preserva-da de cerca de 300 m e área de ocorrência de 370.000km2, nos Estados de Minas Gerais, São Paulo, Paraná,Mato Grosso do Sul, Goiás e Mato Grosso, assim comono Nordeste do Paraguai. A Superseqüência Baurutem contato basal discordante (não-conformidade),sobretudo com basaltos da Formação Serra Geral. Emsua base geralmente ocorre delgado estrato de as-pecto brechóide com clastos angulosos de basalto,matriz arenosa imatura. Em termos litoestratigráficos,

a Superseqüência Bauru é formada pelos gruposcronocorrelatos Caiuá e Bauru (passagem lateral gra-dual e interdigitada). O primeiro compreende as for-mações Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio. Osegundo é composto pelas formações Uberaba, Valedo Rio do Peixe, Araçatuba, São José do Rio Preto,Presidente Prudente e Marília, além de rochas vulcâ-nicas alcalinas intercaladas, os Analcimitos Taiúva(Fernandes e Coimbra 2000; CPRM 2004, 2006).

O Grupo Caiuá corresponde a trato de sistemaseólico interior do Deserto Caiuá (Fernandes, 2006):depósitos de complexos de dunas de cristas sinuosaseólicas de grande porte (draas), de região central desand sea (Formação Rio Paraná); depósitos periféricos,de dunas eólicas de porte moderado, de cristas sinuo-sas, e interdunas úmidas/aquosas (Formação Goio Erê);e depósitos de lençóis de areia, em extensas e monóto-nas planícies desérticas, marginais do sand sea. (For-mação Santo Anastácio). A Formação Rio Paraná com-preende arenitos quartzosos finos a muito finos (rara-mente médios a grossos) marrons avermelhados aarroxeados, bem selecionados, supermaturos, com típi-ca estratificação cruzada de médio a grande porte.Apresenta lamitos arenosos maciços intercalados, commenor freqüência. No Pontal do Paranapanema (SP)foram descritas dobras convolutas métricas entre por-ções não-deformadas, interpretadas como sismitos(Fernandes et al. 2007). A Formação Goio Erê é com-posta por arenitos quartzosos finos a muito finos (algu-mas vezes médios) marrons avermelhados a cinza-arroxeados, subarcoseanos, mineralogicamente maturose texturalmente submaturos. Formam camadas tabula-res com estratificação cruzada, alternadas com maci-ças, às vezes com laminação plano-paralela, ondula-ções de adesão, climbing ripples eólicos e pequenasdobras convolutas, todas descontínuas e mal defini-das. A Formação Santo Anastácio é constituída porestratos tabulares de espessura decimétrica, de areni-tos quartzosos subarcoseanos finos a muito finos, ma-ciços, pobremente selecionados, com fração silto-ar-gilosa subordinada.

O Grupo Bauru corresponde a depósitos de tra-to de sistemas de clima semi-árido, formado por le-ques aluviais marginais, lençóis de areia atravessadospor sistemas fluviais efêmeros e zona endorrêica palu-dial, que alimentaram o deserto interior correspondenteao Grupo Caiuá. A Formação Vale do Rio do Peixecompreende estratos tabulares de arenitos finos a fi-nos marrons claros rosados a alaranjado, de seleçãomoderada a boa. Intercalados com siltitos ou lamitosarenosos de cor creme a marrom, maciços ou com

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estratificação plano-paralela pouco definida, fendasde ressecação e feições tubulares (bioturbação). Os are-nitos têm aspecto maciço ou estratificação cruzada ta-bular e acanalada de médio a pequeno porte ouestratificação/laminação plano-paralela grosseira (super-fícies onduladas com climbing ripples eólicos, ondula-ções de adesão e planos com lineação de partição).Corresponde a depósitos eólicos de extensas áreas pla-nas de lençóis de areia e campos de dunas baixas, comdepósitos de loesse retidos em corpos aquosos efêmeros.No norte do Paraná há ocorrência restrita de conglome-rados e arenitos conglomeráticos imaturos, ricos emventifactos. Denominada Litofácies Mairá, foi interpre-tada como depósitos de deflação retrabalhados por en-xurradas de deserto (wadis). A Formação Araçatuba ca-racteriza-se por estratos tabulares silto-arenosos muitofinos, de cor cinza-esverdeado, de aspecto maciço, comestratificação plano-paralela, moldes e pseudomorfos decristais fibrorradiados (gipsita), marcas onduladas (climbing

ripples), gretas de ressecação e marcas de raízes. Apre-senta freqüente cimentação e crostas carbonáticas pa-ralelas à estratificação. Nas bordas de sua área de expo-sição ocorrem corpos com contatos e estratificação in-terna sigmoidal de baixa inclinação e/ou estratificaçãocontorcida mal definida (deslizamentos subaquosos).Acumulou-se em ambiente paludial de águas salinas rasase pouco agitadas, com períodos de exposição. A Forma-ção Uberaba compreende arenitos muito finos a lamitossiltosos cinza-esverdeados a verde-oliva, com notávelquantidade de grãos clásticos de perovskita. Ocorre emestratos tabulares e lenticulares, de estrutura maciça,com estratificação cruzada tabular/acanalada oulaminação plano-paralela. Apresenta intercalações se-cundárias de argilitos, arenitos conglomeráticos e con-glomerados de matriz arenosa. Corresponde a depósi-tos de sistema fluvial entrelaçado e de fluxos em lençol.

A Formação Marília é composta por três mem-bros: Serra da Galga, Ponte Alta e Echaporã. Os doisprimeiros ocorrem apenas no Triângulo Mineiro (MG).Em São Paulo é representada apenas pelo seu Mem-bro Echaporã, que também aflora no Triângulo Minei-ro. O Membro Serra da Galga compreende arenitosgrossos a finos imaturos, freqüentemente conglomerá-ticos, amarelo-pálidos a avermelhados, com intercala-ções secundárias de conglomerados e lamitos. Os are-nitos apresentam estratificação cruzada tabulartangencial na base e acanalada, de médio a pequenoporte. Os conglomerados são texturalmente imaturos epolimíticos (quartzo, quartzito, calcedônia, nódulos car-bonáticos remobilizados, arenitos, pelitos, fragmentosde basalto e outras possíveis rochas ígneas alteradas,

além de fragmentos de ossos, ventifactos). Tem conta-to interdigitado complexo e irregular com o MembroPonte Alta. Em afloramentos tal passagem correspon-de a contatos bem definidos, geralmente entre litofáciesnão cimentadas (Serra da Galga) e litofácies intensa-mente cimentadas (Ponte Alta). Em termos regionais,o Membro Ponte Alta tem passagens graduais para oSerra da Galga em todas as direções. O Membro Serrada Galga reúne importantes jazigos de ossos de répteisde grande porte da bacia (dinossauros, crocodilos equelônios), além de invertebrados. O Membro PonteAlta é formado por unidades detríticas arenosas imatu-ras, intensamente cimentadas por carbonato de cálcio:calcários arenosos maciços, conglomeráticos de matrizarenosa (conhecidos como casco-de-burro), e calcáriosfinos fragmentados. Os conglomerados são polimíticos(quartzo, quartzito, arenito, pelitos carbonáticos, basaltoe fragmentos de outras rochas alteradas), de clastossubangulosos a subarredondados, centimétricos (2-7 cm;até 15 cm). Os calcários finos têm cor levementeesverdeada e textura de mosaico (pseudobrecha), comtexturas de crescimento expansivo (displacive). Os mem-bros Ponte Alta e Serra da Galga ocorrem intimamenteassociados. Regionalmente, a passagem entre as duasunidades é gradual, por variação da intensidade decimentação, e algumas vezes brusca. Fernandes (1998)supôs que a diferenciação foi sobretudo pós-sedimen-tar, pela formação de zonas de calcretes freáticos (Mem-bro Ponte Alta). Desta forma, ambos correspondem adepósitos de leques aluviais medianos a distais, comsistemas fluviais entrelaçados associados, com even-tuais intercalações de depósitos de pequenas dunaseólicas. Nesse contexto, ocorrem ainda depósitos defluxos densos esporádicos (clastos imersos em lamitos).O Membro Echaporã sustenta planaltos digitiformes,mais expressivos nas regiões de Marília e Echaporã. Éconstituído por estratos tabulares maciços em geral de1 m de espessura, de arenitos finos a médios, imatu-ros, com frações grossas e grânulos em quantidadessubordinadas, de cor bege a rosa-pálida. Em geral, osestratos têm maior desenvolvimento de nódulos e cros-tas carbonáticas no topo. Às vezes, discreta concentra-ção de clastos na base. Raras vezes exibe estratificaçãocruzada de médio porte. As litofácies conglomeráticas,de poucos centímetros de espessura, são constituídaspor intraclastos centimétricos (carbonáticos e lamíticos)e por extraclastos silicosos (quartzo, quartzito e arenitosilicificado, alguns deles ventifactos). São freqüentesintercalações de delgadas lentes de lamitos arenososde cor marrom de espessuras centimétricas adecimétricas (até 1 m), de base côncava e topo hori-

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zontal. O Membro Echaporã encerra em São Paulo aLitofácies Rubião Júnior, de ocorrência restrita às ime-diações de Botucatu. Corresponde a depósitos maisproximais, correlatos geneticamente aos do MembroSerra da Galga em Minas. É composto por estratosarenosos médios a grossos, de seleção moderada amá, com intensa cimentação carbonáticas, intercala-dos com conglomerados polimíticos (basalto, domi-nantes, quartzo, quartzito, milonito, silexito, geodosde quartzo, nódulos carbonáticos remobilizados). OMembro Echaporã formou-se como depósitos de len-çóis de areia, onde se desenvolveram calcretesfreáticos e pedogenéticos. A Formação São José doRio Preto compreende arenitos finos a muito finos comfrações de areia média e grossa secundárias, de cormarrom claro a bege, com estratificação cruzadaacanalada e tabular tangencial na base, freqüente-mente conglomeráticos. A formação apresenta inter-calações subordinadas de arenitos a siltitos comestratificação plano-paralela, marcas onduladas elamitos argilosos maciços. Os clastos são nódulos car-bonáticos, fragmentos de lamitos e argilitos, seixossilicosos, fragmentos de ossos e outros bioclastos. Exi-be cimentação carbonática com freqüência. Corres-ponde a depósitos arenosos pouco maturos, freqüen-temente conglomeráticos, de barras e planícies flu-viais de sistemas de canais entrelaçados, amplos erasos. A Formação Presidente Prudente é compostapor arenitos muito finos a finos marrons avermelhadosclaros a bege e lamitos arenosos marrons escuros. Aslentes arenosas exibem estratificação cruzadaacanalada e sigmoidal (unidades de corte-e-preen-chimento). Os estratos tabulares de arenitos e siltitosexibem estratificação plano-paralela, marcas ondula-das, climbing ripples, brechas intraformacionais (argi-litos, intraclastos carbonáticos, silicosos e fragmentosde ossos). Correspondem a depósitos de sistema flu-vial meandrante arenoso fino, de canais rasos comsinuosidade relativamente baixa, composto pelaalternância de depósitos de preenchimento de canaisamplos, com depósitos de planícies de inundação/rom-pimento de diques marginais (crevasse). Estes últimospodem preservar esqueletos e carcaças menos desar-ticulados, como cascos de tartarugas. Os AnalcimitosTaiúva (não-aflorantes) são rochas extrusivas de natu-reza alcalina intercaladas na parte superior FormaçãoVale do Rio do Peixe, com espessura máxima de 15 m.Ocorrem em subsuperfície, a noroeste de Jaboticabal(SP). Apresentam cor marrom claro avermelhado a ama-relado, textura afanítica e feições de caráter vulcânicoextrusivo (Coimbra et al. 1981; Coutinho et al. 1982)

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GONDWANAI I I

N. PRATASERRA GERAL

BOTUCATU

500

450

350

400

300

250

200

150

100

65

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G I V E T I A N OE I F E L I A N O

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P R A G U I A N OL O C H K O V I A N O

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G Z H E L I A N OKASIMOVIANO

M O S C O V I A N O

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I N D U A N OOLENEKIANO

T I T H O N I A N O

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HETTANGIANO

CALLOVIANO

BAJOCIANOAALENIANO

BATHONIANO

H A U T E R I V I A N OV A L A N G I A N O

B E R R I A S I A N O

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MaÉPOCA IDADE N

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DISCORDÂNCIASAMBIENTEDEPOSICIONAL

GEOCRONOLOGIA

FORMAÇÃO MEMBRO

LITOESTRATIGRAFIA

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MESO

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.

Page 23: pág. 265-287_Bacia do Paraná

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 287