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Revista do Instituto Geológico, São Paulo, 25(1/2), 49-66, 2004.

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COBERTURAS CENOZÓICAS E ESTRUTURAS DEFORMADORAS NA DEPRESSÃOPERIFÉRICA PAULISTA, CAMPINAS, SÃO PAULO

Amélia João FERNANDESClaudio Limeira MELLO

RESUMO

Este trabalho teve como objetivo mapear e estabelecer a estratigrafia dosdepósitos cenozóicos e caracterizar as estruturas tectônicas deformadoras em umsetor da Região Metropolitana de Campinas, no contato da Depressão Periférica Paulistacom o Planalto Atlântico. Na região de estudo foram identificadas três unidadescenozóicas, associadas a depósitos de topo e encosta de colinas, que correspondem,da mais antiga à mais jovem, à Formação Rio Claro (Trc) e às coberturas de superfíciesaplainadas (TQsp) e de fluxos gravitacionais (Qfg). A Trc é constituída por fácies deambiente fluvial meandrante intercaladas, ou em contato lateral, com fácies de fluxosgravitacionais. A TQsp ocorre nos topos de colinas e morrotes e nas ombreiras planasde caimento suave; é constituída por material areno-argiloso a arenoso, com linha deseixos na base. A Qfg é de ocorrência restrita e associa-se a encostas de vales atuais,espessando-se em direção à sua base; são depósitos coluviais, ocasionalmenteintercalados com depósitos de terraços fluviais. Os depósitos Qfg apresentam linha deseixos basal composta por clastos ferruginizados, que se originaram das couraçasferruginosas desenvolvidas sobre os depósitos da Trc. Na área foram identificadasestruturas de três eventos tectônicos cenozóicos. O mais antigo é de regimetranscorrente com σ1 de orientação aproximadamente EW, provavelmentecontemporâneo à deposição da Trc; originou falhas transcorrentes de direção NE eNW e falhas normais de direção ao redor de EW. O evento seguinte, com σ1 de direçãoNW, produziu falhas EW a WNW e NS a NNW transcorrentes, com componentenormal. Este evento afeta a Trc e a TQsp e produziu desnivelamentos tectônicos dasuperfície basal da Trc que, somados, chegam a pelo menos 50m. O evento mais jovemé de regime extensional, com σ3 de direção NE, e gerou falhas normais que cortam a Trce a TQsp.

Palavras-chave: Formação Rio Claro, depósitos cenozóicos, tectônica cenozóica, Cam-pinas-SP.

ABSTRACT

The study area is located in the Metropolitan Region of Campinas, on thecontact between the Depressão Periférica Paulista and the Atlantic Plateau. Thework here presented aims at mapping the Cenozoic deposits and also the tectonicstructures that deform them. Three Cenozoic deposit units, associated to hill topsand slopes, were identified; from the oldest to the youngest, they correspond to: RioClaro Formation (Trc), planation surface deposits (TQsp), and gravitational flowdeposits (Qfg). The Trc deposits consist of meandering fluvial facies intercalated, orin lateral contact, with gravitational flow facies. The TQsp occurs at the top or ongently sloping divides of gentle and rolling hills. It consists of sandy-clayey orsandy deposits underlain by a stone line. The Qfg occurrences are very restrict,associated to the lower portion of slopes, and its thickness increases towards currentvalleys; it consists of both colluvial, with a basal stone line, and fluvial terrace


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deposits. This stone line sometimes contains ferruginous fragments originated fromferricretes of the Trc sediments. Two older strike-slip Cenozoic events and a youngerextensional one affect the Cenozoic deposits. The older, with σ1 trending aroundEW, has generated strike-slip NE and NW faults, and normal EW ones. It was probablycontemporaneous with the deposition of the Trc. The second event, whose σ1 trendsaround NW, has generated EW to WNW and NS to NNW faults, and is probably oftranstensional nature. This event affects the Trc and TQsp deposits and has producedvertical tectonic offsets of the basal surface of the Trc totalizing at least 50m. Theyounger event, with a sub-horizontal σ3 trending around NE, has generated NEnormal faults, which affect the Trc and TQsp sediments.

Keywords: Rio Claro Formation, Cenozoic deposits, Cenozoic tectonics, Campinas-SP.

1 INTRODUÇÃO

A área de estudo insere-se na Região Metro-politana de Campinas (RMC), no contato da Depres-são Periférica Paulista com o Planalto Atlântico,onde afloram rochas da Bacia do Paraná e pré-cambrianas, respectivamente (Figura 1). Ela perten-ce à 5ª Unidade de Gerenciamento de RecursosHídricos (UGRHI-5), a qual é composta pelas baciashidrográficas dos rios Piracicaba, Capivari e Jundiaí.

O presente trabalho sintetiza as descrições deFERNANDES (1997) e INSTITUTO GEOLÓGICO(2002) e apresenta novos dados e interpretações re-lativos às unidades de cobertura e à deformaçãorúptil cenozóica presentes na região de Campinas.

Os trabalhos mencionados basearam-se em traba-lhos de campo, interpretação de fotografias aéreas,coleta e análise de dados de estruturas tectônicas,com ênfase nas cenozóicas, e, também, em duasdatações 14C de carvões contidos em uma das uni-dades cenozóicas identificadas.

O projeto desenvolvido pelo INSTITUTO GE-OLÓGICO (2002), denominado “Mapeamento davulnerabilidade natural dos aqüíferos fraturados pré-cambrianos da RMC”, que complementou omapeamento das coberturas cenozóicas na RMC,considerou que as características texturais e de es-pessura das coberturas sedimentares superficiais têminfluência significativa sobre a vulnerabilidade dosaqüíferos fraturados, constituídos, na região, porgnaisses e granitos, pois representam os estratosmais superficiais da zona não-saturada. Esta, em fun-ção de sua constituição, pode oferecer maior oumenor capacidade de atenuação dos contaminantesgerados por atividades humanas.

2 CONHECIMENTOS PRÉVIOS

2.1. O embasamento das coberturas na área de estu-do

A região foi alvo de vários mapeamentos, prin-cipalmente em escala 1:50.000, tais como os de BASEIet al. (1986), PELLOGIA (1990), INSTITUTO GEO-LÓGICO (1993, 1995, 2002), VLACH (1993) eFERNANDES (1997). O embasamento das cobertu-ras cenozóicas, na porção oriental da região de Cam-pinas, é constituído por gnaisses e granitos pré-cambrianos e, na porção ocidental, pelo Grupo Itararé(Permo-Carbonífero) e diabásios (Cretáceo) (Figura2).

Os gnaisses ocorrem em dois grandes domíni-os que correspondem à Nappe de Empurrão Socor-ro-Guaxupé (NESG) (Mesoproterozóico), e à FaixaFIGURA 1 - Mapa de localização da área de estudo.


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Alto Rio Grande (FARG) (Arqueano/Eoproterozóicoe Mesoproterozóico) (CAMPOS NETO et al. 1984,CAMPOS NETO 1990).

Os gnaisses apresentam foliação principal dedireção NE, variando para NNE e NS, e mais restrita-mente EW (a norte da área urbana de Campinas) eNW (a leste de Souzas) (INSTITUTO GEOLÓGICO1993,1995, 2002; FERNANDES 1997). Estas rochassão intrudidas pelos granitos Jaguariúna,Morungaba, Itu e alguns corpos menoresindiferenciados, todos do final do Neoproterozóico.

O Grupo Itararé recobre as rochas pré-cambrianas na porção ocidental da região de Campi-nas e é constituído por arenitos, diamictitos, ritmitos,argilitos e conglomerados descritos detalhadamente

em INSTITUTO GEOLÓGICO (1993, 1995) eFERNANDES (1997).

Os diabásios intrudem as rochas pré-cambrianas e o Grupo Itararé, comportando-se emparte como diques e em parte como soleiras, e foramoriginados pelo mesmo evento magmático da For-mação Serra Geral. Apresentam granulação fina amédia e estrutura maciça e são mais abundantes econtínuos entre Paulínia e Campinas e a oeste deSanto Antônio de Posse.

2.2. Geomorfologia e coberturas cenozóicas

A área de estudo está contida na DepressãoPeriférica Paulista que, de acordo com PIRES NETO

FIGURA 2 - Mapa geológico da área de estudo (Fonte: FERNANDES 1997 e INSTITUTO GEOLÓGICO 2002).


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Depósitos de natureza colúvio-eluvial reco-brem desde as rochas pré-cambrianas até os depósi-tos terciários (MELO et al. 1997, NEVES 1999) nãosendo vinculados a um determinado nível planáltico(MELO et al. 1997). Sedimentos terciários aquaternários de terraços elevados (TQt) aparecemvinculados às formas de vale atuais (MELO et al.1997).

2.3. Contexto tectônico

As principais descontinuidades pré-cambrianas presentes na região correspondem: àszonas de cisalhamento de empurrão que colocam aFaixa Alto Rio Grande em contato com a Nappe So-corro-Guaxupé (BASEI et al. 1986, CAMPOS NETOet al. 1984, VASCONCELLOS 1988, CAMPOS NETO1990) e às zonas de cisalhamento transcorrentes deValinhos e Campinas, de direção NNE, ativas desdeo final do Neoproterozóico até o início do Paleozóico(CAVALCANTE et al. 1979, HASUI et al. 1981).

Durante o Paleozóico, descontinuidades dedireção NW e NE controlaram a sedimentação daBacia do Paraná (VIEIRA 1973, FERREIRA et al. 1981,SOARES et al. 1982, FÚLFARO et al. 1982,CORDANI et al. 1984, ZALÁN et al.1991).

A tectônica mesozóica e a evolução sedimentarna Bacia do Paraná foram fortemente afetadas pelaruptura do Gondwana e a abertura do Atlântico Sul,e não mais pelos eventos da orogenia Andina, comoteria ocorrido durante o Paleozóico. Até o Jurássico,a Bacia do Paraná passou por período de intumes-cência e, no Eocretáceo, houve um volumosoextravasamento de lavas (ZALÁN et al. 1991). NoTriássico e Eocretáceo teria se desenvolvido o ter-ceiro trend estrutural mais importante da Bacia doParaná, que corresponderia à direção EW (MACEDO1990, ZALÁN et al. 1991).

Na região de Campinas falhas de direçõespredominantes N30-60E e EW a WNW, comrejeitos no mínimo métricos, normais, e mergu-lhos elevados a médios, colocam as rochasgnáissicas em contato lateral com o Grupo Itararé.Elas seriam sincrônicas à tectônica extensionalque foi contemporânea à colocação dos corposde diabásio do Eocretáceo (FERNANDES 1997,FERNANDES & AMARAL 2002), e cuja direçãodo esforço mínimo principal (σ3) pode ter varia-do ao longo do tempo, permitindo a geração defalhas normais de direção distinta. Isto é compa-tível com a variação das direções de diques dediabásio contemporâneos ao magmatismo SerraGeral, que no Arco de Ponta Grossa são predo-

(1996), contém três zonas geomorfológicas nomea-das de acordo com o nível de preservação da Super-fície Neogênica de DE MARTONNE (1943). Estaszonas correspondem a: (1) “zona de relevos rema-nescentes”, composta por colinas amplas e médias;(2) “zona de dissecação”, composta por colinas pe-quenas e médias; e (3) “zona de contato” com a Ser-rania de Lindóia, do Planalto Atlântico, localizado aleste, composta principalmente por morrotes.

Na Serrania de Lindóia e na zona de contatoadjacente, afloram rochas pré-cambrianas pertencen-tes à NESG e à FARG, além de granitos do final doNeoproterozóico. Nas zonas de relevos remanescen-tes e de dissecação ocorrem o Grupo Itararé e osdiabásios.

A Formação Rio Claro, definida por BJÖRNBERG& LANDIM (1966), representa a cobertura cenozóicamais antiga da área de estudo, ocorrendo mais ampla-mente na zona de relevos remanescentes da Superfí-cie Neogênica e, subordinadamente, nas zonas decontato e de dissecação (FERNANDES 1997). A alti-tude das suas ocorrências varia de 600 a 800m, cons-tituindo-se predominantemente por arenitos, e apre-sentando espessura máxima de cerca de 30 m. Émarcada na base pela presença de uma cascalheira(FÚLFARO & SUGUIO 1968).

Sedimentos neocenozóicos foram mapeadospor CARVALHO et al. (1967), CHRISTOFOLETTI(1968) e NAKASHIMA (1973) na região do aeropor-to de Viracopos. CAVALCANTE et al. (1979)mapearam ocorrências isoladas, consideradas pelosautores como correlatas à Formação Rio Claro, anorte de Campinas.

MELO et al. (1997) descreveram quatro fáciesna Formação Rio Claro: lamitos de processosgravitacionais, cascalhos e areias de canais e barrasfluviais, areias finas de rompimento de diques mar-ginais, e finos de transbordamento em planície deinundação. Segundo estes autores, esta formaçãoestaria situada em dois níveis planálticos, ambosneogênicos, correspondendo a altitudes, em geral,de 610 a 820 m e 520 a 680 m.

UNESP (1986) e NEVES (1999) descreveramdepósitos terciários constituídos por diamictitos,conglomerados, arenitos e argilitos, corresponden-tes a um antigo sistema de leques aluviais com áreafonte na Serra do Japi, localizada a sul dessas ocor-rências. A leste, na região de Atibaia-BragançaPaulista, BISTRICHI (2001) mapeou duas seqüênci-as estratigráficas do Terciário, ambas com predomí-nio de conglomerados, diamictitos e arenitos, asquais representariam depósitos de leques aluviais elacustres restritos.


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minantemente NW e, secundariamente, NE e EW(PORTELA FILHO 2003), e no litoral norte doEstado de São Paulo, principalmente de direçãoNE (GARDA 1995).

Vários estudos descreveram atividadetectônica importante de idade cenozóica dentrodo Estado de São Paulo, podendo ser citadosentre outros: BJÖRNBERG (1965), BJÖRNBERGet al. (1971), CAMPANHA et al. (1985),RICCOMINI et al. (1989), MELO (1990), MELOet al. (1993), SALVADOR & RICCOMINI (1995),HASUI et al. (1995), MELO et al. (1997),RICCOMINI (1997), FERNANDES da SILVA(1998), NEVES (1999), HIRUMA et al. (2001). Osresultados de parte destes estudos são sinteti-zados na tabela 1.

FERNANDES (1997) e FERNANDES &AMARAL (2002) identificaram, na área de estu-do, cinco eventos tectônicos de regimetranscorrente, posteriores ao magmatismo SerraGeral, denominados, do mais antigo para o maisrecente, E1-NE, E2-EW, E3-NW, E4-NS, E5-NNE.Com exceção do mais antigo, todos afetam a For-mação Rio Claro. Depósitos atribuídos aoQuaternário e que se sobrepõem à Formação Rio

Claro são afetados pelos três últimos eventos(FERNANDES 1997, FERNANDES & AMARAL2002). As principais estruturas por eles geradascorrespondem a falhas transcorrentes, muitas ve-zes com componentes oblíquas, e fraturasconjugadas, ambas de mergulhos elevados asubverticais. Falhas normais ou inversas são deocorrência subordinada. A tabela 2 apresenta,esquematicamente, a orientação dos esforços paracada um destes eventos.

Segundo FERNANDES (1997) eFERNANDES & AMARAL (2002), a região apre-senta quatro trends de lineamentos bem defini-dos, que correspondem a: (1) N75-90W a N80-90E;(2) N30-55W, com máximo ao redor de N40-50W,para as rochas pré-cambrianas, e N35-50W, para aBacia do Paraná ; (3) N20-40E; e (4) NS a N10Epara as rochas pré-cambrianas e, secundariamen-te, NS a N5W, para a Bacia do Paraná. Todas asdireções passam continuamente dos terrenos pré-cambrianos para a Bacia do Paraná e existe umacorrespondência bastante forte entre estes trendse as direções das fraturas identificadas nosafloramentos (FERNANDES 1997, FERNANDES& AMARAL 2002).

Tabela 1. Eventos tectônicos mesozóico-cenozóicos no Estado de São Paulo, segundo diferentes autores. σ1= esforçomáximo principal, σ3= esforço mínimo principal.


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3 AS COBERTURAS CENOZÓICAS

O presente trabalho sintetiza as descriçõesde FERNANDES (1997) e INSTITUTO GEOLÓGI-CO (2002) e apresenta novos dados e interpreta-ções relativos às unidades de coberturas e à de-formação rúptil cenozóica presentes na região deCampinas. Com relação às coberturas, foram des-critos os depósitos cenozóicos que ocorrem emposição de topo e encosta de morros e colinas, osquais correspondem às seguintes unidades: (1)Formação Rio Claro (Trc), (2) cobertura associadaa superfícies aplainadas (TQsp), e (3) depósitoscoluviais associados a rampas suaves, ocasional-mente intercalados com depósitos de terraços, nointerior de vales atuais importantes (Qfg). Aestratigrafia aqui proposta para estes depósitosbaseia-se: (1) na observação de contatos entre asunidades, onde se observa a Trc sendo sobre-posta, em contato erosivo e, por vezes, discor-dante, pela TQsp e Qfg; (2) na associação dascoberturas com a morfologia, observando-se quea TQsp ocorre em topos e ombreiras planos ou decaimento suave de colinas e morros, e a Qfg, noterço final de encostas situadas no interior devales importantes. Em função da escala dosmapeamentos realizados em FERNANDES (1997)e INSTITUTO GEOLÓGICO (2002) (1:50.000 e1:100.000), dentre as coberturas cenozóicas, so-mente a Formação Rio Claro é representável emmapa, como observado na figura 2. As demaiscoberturas são descontínuas e de pequena es-

pessura, ou de ocorrência apenas pontual. Osdepósitos de terraços fluviais que ocorrem nasplanícies aluviais da área não são tratados no pre-sente trabalho, no entanto, a descrição de partedos mesmos pode ser encontrada em INSTITUTOGEOLÓGICO (1995).

3.1. Formação Rio Claro (Trc)

3.1.1. Fácies e ambientes

Como anteriormente descrito por FERNANDES(1997), a Formação Rio Claro (Trc) contém, na áreaestudada, as seguintes fácies:

Si - siltitos a arenitos muito finos com laminaçãohorizontal. A sua cor varia de amarelo ocre avermelho claro e a espessura, de decimétricaa alguns metros, ocasionalmente chega a 10a 15 m. Pode conter camadas decimétricasde siltitos ricos em restos de vegetais. Estesfósseis, em variável grau de fragmentação,atingem dimensões centimétricas, podendoser atribuídos, com dúvidas, às famíliasCyperaceae ou Typhaceae. Tais famílias,com representantes predominantementepaludículas ou lacustres, são muito comunsnas regiões tropicais e temperadas de todoo mundo. Provavelmente estes vegetais sedesenvolveram em meandros abandonados,em condições de águas mais calmas, tendose depositado sob a forma de fragmentospor ocasião das inundações (Fernandes etal. 1994).

Ar - Arenitos quartzosos, grossos ou médios afinos, às vezes conglomeráticos (Arc), mal oumoderadamente selecionados, com grânulose seixos de quartzo subangulosos ousubarredondados. Apresentam estratificaçãocruzada planar de médio porte, por vezesacanalada ou cruzada de baixo ângulo, egranodecrescência normal ou inversa. Podemconter camadas centi- a decimétricas de con-glomerados e camadas centimétricas da fáciesSi. As camadas são lenticulares, por vezescom grande persistência lateral, com compri-mento de dezenas de metros e espessuras de,no máximo, 4m (em média de 2m) intercalan-do-se, em geral, com a fácies Si. Mais rara-mente, ocorrem corpos de arenitos, de forma-tos sigmóides, de espessura ao redor de 1m ecomprimento de alguns metros, intercaladascom a fácies Si.

TABELA 2 - Síntese das estruturas geradas nos eventostectônicos cenozóicos que afetaram a região, segundoFERNANDES (1997) e FERNANDES & AMARAL(2002). Todos os eventos foram gerados em regimetranscorrente, sendo que o evento E1-NE é anterior àdeposição da Formação Rio Claro. Os eventos E2-EW eE3-NW, com falhas transcorrentes de direção N45-65W eN45-65E, para o primeiro, e EW-N70W e NS-N15W, parao segundo, apresentam componente extensionalimportante, a qual é responsável por deslocamentosverticais e normais. O E2-EW foi contemporâneo àdeposição da Formação Rio Claro.


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C - Conglomerados sustentados por matriz deareia grossa com seixos de quartzo, em cama-das de até 1m de espessura, intercalam-se comos arenitos (Ar).

Ag - Argilitos siltosos, esbranquiçados, comlaminação incipiente, formando corpos tabula-res extensos com até 2m de espessura. Ocasio-nalmente, são explorados economicamente.

La - Lamitos a arenitos pelíticos, maciços, comesparsos grânulos e seixos de quartzosubarredondados ou subangulosos, cinzen-tos e com manchas vermelhas. Localmente sãoargilosos (Laf). Podem ocorrer na base, ao ladoou no topo das demais fácies. Correspondema vários fluxos de detritos ou corridas de lama,ao todo com vários metros de espessura.

As fácies Si e Ag representam depósitos deplanícies de inundação, com formação de lagos emmeandros abandonados, onde se desenvolveramplantas aquáticas, dentro de ambiente fluvialmeandrante. A fácies Ar corresponde a depósitos decanais do tipo barra de pontal (areias) e a C, a fundode canal. O formato sigmoidal de alguns corpos dearenitos, em meio à fácies Si, sugere que localmentetenham ocorrido processos de rompimento de di-

ques marginais e deposição dos arenitos em lagos(possivelmente oxbows) por ocasião das inundações.A fácies La foi formada por processos gravitacionais(corridas de lama e fluxos de detritos). A associaçãodas fácies pode ser visualizada na Figura 3.

Em função de seu aspecto morfológico, ou seja,topos sub-horizontais de colinas amplas, algumas áre-as foram mapeadas, por fotointerpretação, como per-tencentes à Formação Rio Claro. Nestas porções, ondea Trc é de constituição indefinida (Figura 4), as expo-sições em afloramentos não estavam presentes ouforam insuficientes para caracterizar as suas fácies.

A descrição da Trc concorda com a feita porMELO et al. (1997) na Depressão Periférica, os quaisconcluiram que ela teria se depositado em ambientefluvial meandrante. Os depósitos terciários da re-gião de Jundiaí, descritos por UNESP (1986) e NE-VES (1999) e a seqüência do Mioceno Superior deBISTRICHI (2001) são consideradas correlacionáveisà Trc, pois: (1) assemelham-se em constituição à as-sociação faciológica encontrada nas proximidadesde Jaguariúna, onde a Trc, assentada diretamentesobre as rochas pré-cambrianas, é constituída pre-dominantemente por lamitos maciços com seixos egrânulos (depósitos de fluxos de detritos), conten-do ocasionalmente finas lentes de argilitos-siltitos e

FIGURA 3 - Associação de fácies da Formação Rio Claro. Os perfis I e II (afloramentos PP98 e PP44) são deafloramentos localizados a oeste e nas proximidades da cidade de Jaguariúna, III e IV (afloramentos PP166 e PP174), nasproximidades de Paulínia, V próximo ao aeroporto de Viracopos e VI, a Indaiatuba (afloramentos CP111 e VU48).


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arenitos grossos ou conglomeráticos (Figura 3); (2)apresentam situação estratigráfica semelhante à Trc,quando se consideram os demais depósitoscenozóicos; e (3) assim como a Trc, associam-se àSuperfície Neogênica (MELO et al. 1997). A diferen-ça mais importante da Trc, com relação aos depósi-tos descritos por NEVES (1999) e BISTRICHI (2001),seria que estes teriam o ambiente fluvialincipientemente desenvolvido ou ausente, respecti-vamente. Isto é provavelmente devido ao fato dasua deposição ter se dado sobre relevo mais aciden-tado, em domínio de rochas pré-cambrianas, o queexplicaria a presença de ocorrências menores e iso-ladas.

3.1.2. Ocorrência e distribuição regional dasfácies

As principais ocorrências da Trc associam-se a colinas amplas de topos sub-horizontais, re-manescentes da superfície original de agradaçãoda Formação Rio Claro. A espessura total parecenão ultrapassar os 30 m (FERNANDES 1997). ATrc se associa a dois níveis planálticos: um maisbaixo com altitudes variando de 560 a 650m, e ummais elevado, variando de 650 a 780 m de altitude(Figura 4). O primeiro associa-se à área deafloramento da Bacia do Paraná e o segundo, àsrochas pré-cambrianas. Os depósitos do nível

FIGURA 4 - Mapa das ocorrências de fácies de fluxos de detritos e de fácies fluviais da Trc, e perfis esquemáticosmostrando os níveis planálticos onde a formação ocorre. O traço CD corresponde à seção apresentada na figura 12.Algumas ocorrências aparecem apenas como pontos, pois não são mapeáveis na escala de trabalho (1:100.000).


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mais elevado são considerados como pertencentesà Trc pelo fato das suas fácies serem idênticas às daTrc do nível mais baixo, com amplo predomínio daLa, e, também, por serem recobertos pela TQsp.

As menores altitudes da Trc (560 a 640m) ocor-rem entre os rios Atibaia e Jaguari (Figura 1), onde amorfologia é caracterizada por colinas bastante am-plas de topos aplainados. Aqui aparecem as suasmaiores espessuras, com grande desenvolvimentodas fácies fluviais de planícies de inundação que,próximo a Paulínia, podem atingir até cerca de 10mde espessura. Também é nesta região que a Forma-ção Rio Claro se apresenta bastante ferruginizada,com desenvolvimento de couraças nas camadasmais permeáveis (Ar) e/ou no contato destas com asmenos permeáveis (Si e Ag). A formação preferenci-al de couraças nesta região (entre Cosmópolis eJaguariúna, passando por Paulínia) pode serexplicada pela presença de extensa superfície planaassociada às planícies fluviais meandrantes, a qualrepresentaria a superfície original de agradação daTrc. Neste caso os óxidos e hidróxidos de Fe teriamsido gerados por precipitação (MCFARLANE 1976),sob clima tropical de estações contrastadas.

Junto ao aeroporto de Viracopos e à cidade deIndaiatuba, as fácies fluviais também são bastantedesenvolvidas e ocorrem entre as altitudes de 600 e660m, associadas a colinas de topos aplainados; es-tas fácies são tectonicamente desniveladas, como serámelhor descrito mais adiante. Observou-se, também,uma grande espessura da fácies La, em contato late-

ral ou sobreposta aos depósitos fluviais. Estes, inclu-sive, apresentam uma terminação em cunha, que mos-tra a forma da planície aluvial interdigitada com osdepósitos de fluxos de detritos (Figura 5). A fácies Ar,nesta localidade, pode chegar a espessuras de nomínimo 8 m, contendo camadas decimétricas de gran-de persistência lateral da fácies Ag.

Junto ao embasamento cristalino, na região deJaguariúna, a fácies La é bem mais freqüente e espes-sa, predominando sobre as demais. Localmente, podeapresentar mais de 10m de espessura, quando hásuperposição de vários fluxos de detritos. Isto indicaa presença de relevos mais acidentados e uma maiorproximidade em relação à fonte de detritos nesta re-gião, durante a época de deposição (FERNANDES1997). O transporte muito curto da fácies La fica evi-dente em alguns casos quando, na porção basal doslamitos, se observam blocos de gnaisses alteradosidênticos à rocha sobre a qual repousam; ou fragmen-tos de veios de quartzo alinhados, em continuidadecom veios contidos nos gnaisses sotopostos. A pre-sença de magnetita é importante nesta fácies quandolocalizada próximo a diabásios. Nestes casos as coresda fração argilosa também são mais escuras earroxeadas. Próximo a Jaguariúna são comuns inter-calações esparsas de lentes das fácies Si e Ag (repre-sentando áreas alagadas) na fácies La, inclusive compresença de resquícios de fósseis vegetais.

A leste e nordeste de Jaguariúna, os lamitosmaciços ocorrem em intervalo mais amplo de altitu-des, variando de 600 a 780m, sobre as rochas pré-cambrianas. Esta variação de altitude pode ser atribu-ída tanto a desnivelamentos topográficos existentespreviamente à deposição da formação, como adesnivelamentos sindeposicionais ou posteriores, denatureza tectônica. Com relação aos desnivelamentostectônicos, as seções geológicas construídas indi-cam que a soma dos rejeitos verticais das falhas podechegar a pelo menos 50m (detalhado mais à frente).

Os solos formados sobre a Formação Rio Claro,principalmente sobre a fácies La, são bastante espes-sos, de cor escura avermelhada, por vezes contendogrande quantidade de opacos e, por isso, assemelhan-do-se bastante aos solos dos diabásios. Estas espes-suras são provavelmente devidas à grande porosidadee permeabilidade dos lamitos, o que permite infiltraçãoe circulação rápida das águas pluviais.

3.1.3. Relações estratigráficas, idade epaleoclima

A Trc assenta-se sobre rochas do Grupo Itararé,diabásios ou gnaisses e granitos do embasamento cris-

FIGURA 5 - Seção mostrando interdigitação das fácies defluxos de detritos (La - arenitos pelíticos a lamitos maciçoscom seixos esparsos) com as fácies de planícies fluviais(Ar, Ag, Si - arenitos, argilitos e siltitos) da Trc. Estasobrepõe-se ao Grupo Itararé, sendo este contato marcadopor linha de seixos e seccionado por falha NE de altoângulo de mergulho. Esta falha é provavelmentetranscorrente com componente normal e atribuível aoevento E2-EW.


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talino. É comumente sobreposta pela cobertura TQspe, localmente, em contato erosivo, pela Qfg, ambasdescritas a seguir. A fácies La, quando assentada dire-tamente sobre as rochas do embasamento da Trc, apre-senta linha de seixos basal. A constituição dos seixosdepende da natureza das rochas subjacentes, poden-do ser arredondados, quando provenientes de seixospreviamente contidos no Grupo Itararé, ou angulosos,de quartzo e subordinadamente de gnaisse ou granito,quando sobrepostos às rochas pré-cambrianas.

À Formação Rio Claro já foram atribuídas ida-des variando do Mioceno até o Holoceno, com baseem critérios geomorfológicos, fossilíferos (principal-mente vegetais) e tectônicos. Dados palinológicose paleobotânicos de BISTRICHI (2001) indicam ida-de do Eoceno Superior-Oligoceno Inferior para aseqüência terciária mais antiga da região de Atibaia-Bragança Paulista, e do Mioceno Superior, para aseqüência mais jovem correlacionável à Trc.

Com relação ao clima contemporâneo à depo-sição, existem alguns dados divergentes. MELO etal. (1997), com base em evidências mineralógicas,considera que a Trc tenha se depositado sob climatropical úmido. BISTRICHI (2001) apresenta dadospalinológicos e paleobotânicos que indicam con-dições temperadas, com estações bem definidaspara a seqüência do Mioceno Superior, na regiãode Atibaia-Bragança Paulista. NEVES (1999) con-clui que o clima era seco devido ao predomínio deambiente de leques aluviais. No entanto, o plenodesenvolvimento de fácies de ambiente fluvialmeandrante na região de Campinas sugere climaúmido ou de alternância de estações chuvosa eseca. Acredita-se que o predomínio das fácies deleques aluviais na região de Jundiaí seja devido àexistência de um relevo mais acidentado, com sedi-mentação relacionada a movimentações tectônicas,e não a um clima preponderantemente seco. Estasinterpretações contrapõem-se às de outros auto-res que acreditam que depósitos correlacionáveisà Trc teriam se depositado concomitantemente àelaboração de superfícies pedimentares, em climasemi-árido (BJÖRNBERG & LANDIM 1966, CAR-VALHO et al. 1967, CHRISTOFOLETTI 1968NAKASHIMA 1973, PENTEADO 1976). No entan-to, PENTEADO (1976) ainda considerou que a se-dimentação da Formação Rio Claro teria sido con-trolada por falhas, e que as bacias formadas seriamalveolares e escalonadas.

3.2. Cobertura de superfícies aplainadas (TQsp)

A cobertura de superfícies aplainadas, TQsp,

ocorre sobre todas as unidades geológicas maisantigas da região estudada. A distribuição é ampla,porém descontínua, e as espessuras, com grandevariação lateral, não ultrapassam os 3 a 4 metros,muitas vezes não chegando a 1 metro. Por este moti-vo, a representação da TQsp nas escalas 1:50.000ou 1:100.000 é bastante difícil. No entanto, é possí-vel mapear domínios onde ela ocorre maisgeneralizadamente e outros onde tende a não ocor-rer, como representado na figura 6. Em geral, a co-bertura TQsp ocorre nos topos de colinas e morrosalongados e nas ombreiras planas ou de caimentosuave, e está ausente nas encostas íngremes e nasáreas de campos de matacões. Da mesma forma quea Trc, associa-se aos níveis planálticos cujas altitu-des variam de 550 a 650 e 650 a 780 m.

A TQsp consiste em material areno-argiloso aarenoso, com pouca argila, e contém grânulos e seixosangulosos e esparsos de quartzo. Na base, é típica aocorrência de linha de seixos ou cascalheira, constitu-ídas de seixos angulosos de quartzo e/ou seixos arre-dondados. Estes últimos são provenientes de

FIGURA 6 - Domínios onde a cobertura de superfíciesaplainadas (TQsp) tende a ocorrer ou estar ausente(modificado de INSTITUTO GEOLÓGICO 2002). (1)Domínio onde a cobertura TQsp tende a ocorrer, (2)Domínio onde a cobertura TQsp tende a estar ausente, (3)Planície aluvial, (4) Limite da área de estudo.


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retrabalhamento de seixos previamente contidos noGrupo Itararé e constituem-se, mais freqüentemente,de quartzo ou metarenito. Fragmentos ferruginizadosoriginados a partir do desmantelamento das couraçasferruginosas formadas sobre a Formação Rio Claro tam-bém são bastante comuns. A matriz das cascalheirasvaria desde argilosa até arenosa grossa com grânulose pequenos seixos. As cascalheiras também podem apre-sentar granodecrescência ascendente.

Em termos de ocorrência, esta cobertura pode-ria ser correlacionável à Qrs de MELO et al. (2001),no entanto, existem diferenças importantes com re-lação a outras características: a Qrs apresenta es-pessura maior (entre 5 e 20m) e interdigita-se comdepósitos aluviais de baixos terraços. A TQsp, aquidescrita é cobertura de topo e não se relaciona comdepósitos de planícies aluviais atuais. MELO et al.(2001) admitem que a gênese da Qrs deve ter sidoiniciada no Terciário.

3.3. Depósitos de fluxos gravitacionais (Qfg)

A Qfg foi claramente identificada em apenasalguns afloramentos, onde ocorre sobre as rochaspré-cambrianas, Grupo Itararé ou Formação Rio Cla-

ro, e não é representável na escala aqui trabalhada.Está associada às formas de rampa, que mergulhamem direção aos vales atuais. Associa-se ao nívelplanáltico de 550 a 650m de altitude.

A constituição desta cobertura é dependenteda natureza das rochas subjacentes. As ocorrênciassobre a Trc correspondem a material avermelhado,argiloso a argilo-arenoso, com grânulos e seixospequenos, esparsos e subangulosos, de quartzo. Asespessuras máximas observadas são da ordem de 7m. Este material pode passar lateralmente a lamitos earenitos pelíticos, maciços, de cor acinzentada, comseixos e grânulos, de provável retrabalhamento dafácies La da Trc. Depósitos de caráter fluvial (terra-ços) estão presentes sobre as rochas pré-cambrianase correspondem a cascalhos intercalados com areiagrossa a muito grossa. Os cascalhos contêm seixosde quartzo predominantemente angulosos e,subordinadamente, subarredondados, e podem apre-sentar granodecrescência ascendente. A areia, emcamadas de espessuras decimétricas, apresenta ma-triz fina. Acima do cascalho, ou intercalando-se comele, pode ocorrer material coluvial argilo-arenoso,ou arenoso pouco argiloso, castanho avermelhado,com grânulos de quartzo dispersos. Quando sobrearenitos do Grupo Itararé, a Qfg é arenosa, com grâ-nulos e pequenos seixos esparsos, além de seixosbasais.

A Qfg sobrepõe-se à Formação Rio Claro se-gundo contato erosivo (Figura 7), que é marcadopor um pavimento de clastos bastante contínuo eexpressivo. Este pavimento é constituído por seixosde quartzo subangulosos a angulosos, e seixos deargilitos, siltitos, arenitos grossos e conglomerados,todos ferruginizados, e provavelmente provenien-tes de porções encouraçadas e desmanteladas daFormação Rio Claro. Este desmantelamento pode tersido anterior ou contemporâneo ao início da sedi-mentação dos depósitos Qfg, e teria se dado sobclima tropical úmido ou árido (TARDY 1993).

O espessamento da Qfg em direção aos valesatuais, observado junto a drenagens importantes daregião (ribeirão Pirapitingui e rio Atibaia, figuras 7Ae B respectivamente), aparentemente em continui-dade com as atuais planícies aluviais, indica sua for-mação em paisagem próxima da atual. Por este moti-vo, esta unidade foi atribuída ao Quaternário.

Entre 1 e 2 m de profundidade, estes depósitosapresentam fragmentos de carvão, coletados em duaslocalidades e que forneceram as seguintes idades:7070 ± 190 e 6400 ± 160 anos AP (FERNANDES 1997).Estes dados estão no intervalo, de 6500 a 8500 anosAP, de tendência de concentração das idades obti-

FIGURA 7 - Cobertura de fluxos gravitacionais (Qfg)sobreposta à Formação Rio Claro. Notar o espessamentoda cobertura em direção aos vales atuais. Em (A) clastosferruginizados, provenientes da Trc, ocorrempreferencialmente na base da linha de seixos e clastos dequartzo, no topo. Em (B) camada lenticular de lamitosacinzentados, muitos parecidos com a fácies La da Trc,passa gradativamente para o material avermelhado da Qfg.


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das por MELO et al. (1997) em depósitosquaternários colúvio-eluviais (Qce) e em regolitosda Depressão Periférica. É possível que estes mate-riais, pelo seu posicionamento no topo do perfil dealteração e em encostas de colinas, já sejam produtode fluxo gravitacional de detritos posteriores aosdepósitos Qfg e, portanto, seriam materiais mais jo-vens.

4 ESTRUTURAS DEFORMADORAS EEVOLUÇÃO TECTÔNICA

Na região de estudo foram identificadas estru-turas, que afetam as coberturas cenozóicas, atribuí-veis aos eventos E2-EW e E3-NW de FERNANDES(1997) e FERNANDES & AMARAL (2002) (Tabela2). Também foram identificadas fraturas de um últi-mo evento tectônico de provável regime extensional.

Nota-se que existem duas áreas onde as fáciesfluviais da Trc foram bem desenvolvidas: entreCosmópolis e Jaguariúna, passando por Paulínia, ejunto a Indaiatuba e aeroporto de Viracopos. Comopode ser observado na figura 4, estas são separadaspor uma área topograficamente elevada onde ocor-rem pequenas ocorrências isoladas de fácies de flu-xos de detritos, a oeste de Campinas. Apesar de nãoser possível descartar a hipótese do desnivelamentoter sido erosivo e prévio à sedimentação da Trc, obalizamento deste alto topográfico, pordescontinuidades de direção NW e NE, como suge-rido pela conformação das curvas topográficas(FERNANDES & AMARAL 2002), sugere que estaregião tenha funcionado como um alto estrutural,controlado tectonicamente durante a época de de-posição da Trc. Na área entre os rios Atibaia e Jaguari,FERNANDES (1997) e FERNANDES & AMARAL(2002) também descreveram estruturas do evento E2-EW sintectônicas à deposição da Trc. Nesta mesmaárea ocorrem lineamentos extensos, de direções aoredor de N70-50W e N50-60E, relacionáveis às fa-lhas transcorrentes do evento citado. Falha de dire-ção NE de mergulhos elevados e deslocamento comcomponente vertical normal, afetando a base da For-mação Rio Claro (Figura 5), próximo ao Aeroporto deViracopos, também são correlacionáveis ao eventotranscorrente com componente extensional E2-EWda tabela 2.

Falhas de direção WNW, de rejeitos verticais,no mínimo métricos, colocam lado a lado sedimen-tos atribuíveis à Trc, muito imaturos e rudáceos, deno mínimo 5m de espessura, e gnaisses da NappeSocorro-Guaxupé (Figura 8). Aqui a Trc é superposta

FIGURA 8 - Falha WNW (N70W), relacionável ao eventoE2-EW, condicionando a presença de depósitos rudáceosatribuíveis à Formação Rio Claro. Este afloramento localiza-se na lente gnáissica de Joaquim Egídio, onde outrasocorrências atribuíveis à Trc, e constituídas da fácies La,também foram verificadas.

FIGURA 9 - Falhas EW a WNW e NNW, de mergulhoselevados, que afetam a cobertura TQsp. Os rejeitosapresentam componentes de deslocamento normal da ordemde centímetros a decímetros e as estrias, junto com ossentidos de deslocamento, indicam que as falhas EW e WNWsão dextrais oblíquas. Diagrama de diedros retos(ANGELIER & MECHLER 1977) para a falha N72W/89SW, representada por um grande círculo, que contémestrias de atitude N87W/44°, representada por uma setaque também indica o sentido de movimento. No diagramaestão representados os campos que contém σ1 e σ3. Estasestruturas são compatíveis com o evento E3-NW.

FIGURA 10 - Cobertura areno-argilosa (TQsp) sobrearenitos do Grupo Itararé apresentando linha de seixos nabase, sendo cortada por falhas provavelmentetranscorrentes, com componentes normais, de atitudeN88E/88NW (F) do evento E3-NW.


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por linha de seixos relacionável à TQsp, que tambémé afetada pela falha. Esta estrutura, devido à suadireção, mergulho e componente extensional, e tam-bém pelo fato de cortar a TQsp, é mais provavelmen-te relacionável ao evento E3-NW (Tabela 2).

Próximo a Indaiatuba foram observadas falhasque afetam a cobertura TQsp. A direção destas es-truturas varia de EW a WNW, subordinadamenteNNW, e os mergulhos são elevados. Os rejeitos apre-sentam componentes de deslocamento normal daordem de centímetros a decímetros e as estrias, jun-to com os sentidos de deslocamento, indicam queas falhas EW e WNW são dextrais oblíquas (Figu-ras 9 e 10). A figura 9 mostra falhas transcorrentesoblíquas cujas componentes de deslocamento ver-tical geraram um graben. São compatíveis com oevento E3-NW, definido por FERNANDES (1997) eFERNANDES & AMARAL (2002), cujo campo deesforços é de regime transcorrente, com σ1 horizon-tal de direção NW (Tabela 2).

Na região próxima a Pedreira e Jaguariúna, acobertura TQsp é comumente afetada por falhas dedireção ao redor de N50E, com rejeitos e mergulhoscompatíveis com falhas normais (Figura 11). O ma-terial arenoso não propicia a geração e registro deestrias. Estas estruturas podem ser relacionadas afalhas normais de direção NE, que afetam a Forma-

ção Rio Claro próximo a Cosmópolis, descritas porFERNANDES (1997) e FERNANDES & AMARAL(2002). Neste local, as relações de superposição in-dicam que são posteriores às estruturas geradas peloevento E4-NS, que, por sua vez, se superpõem àsestruturas do evento E3-NW. Todas estas estrutu-ras cortam a Formação Rio Claro. Para estes autores,as falhas normais NE teriam sido geradas pelo even-to E5-NNE de regime transcorrente; no entanto, pa-rece mais provável que o evento que as gerou, omais jovem da área de estudo, seja de regimeextensional e não transcorrente, com base nas se-guintes considerações:

• o campo de esforços relacionado ao evento E5-NNE levaria à geração de falhas transcorrentesde direção ao redor de N50-60E e, portanto, nãopoderia gerar falhas puramente normais de mes-ma direção;

• fraturas de cisalhamento conjugadas do eventoE5-NNE, cortando depósitos cenozóicos, foramverificadas em apenas um afloramento porFERNANDES (1997) e FERNANDES &AMARAL (2002). Neste afloramento, fraturassub-verticais de direção NNW e ENE cortam osdepósitos Qfg aqui descritos. Estas fraturas po-deriam ser atribuídas a uma variação local da ori-

FIGURA 11 - Cobertura TQsp sobre embasamento alterado, sendo seccionada por falhas do evento E5-NE. (A) A linhade seixos é cortada por falhas provavelmente normais de atitude ao redor de N55E/71NW (F1) e N50E/55SE (F2). (B)Gráben assimétrico delimitado por falhas NE. A cobertura TQsp é delimitada na base por cascalheira, constituída deseixos arredondados. A falha F é provavelmente normal e de atitude N48E/63NW.


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entação dos esforços do evento E4-NS, tambémtranscorrente.

• As falhas normais de direção NE não ocorremassociadas a falhas transcorrentes, o que seriade se esperar caso o regime que as tivesse gera-do fosse transcorrente.

Falhas normais de direção ao redor de N50-70E cortando a Formação Rio Claro, descritas porFERNANDES (1997) ao sul do Aeroporto deViracopos e atribuídas ao evento E2-EW (pontoCP275), são aqui reinterpretadas como do eventoE5-NE, pois desnivelam tectonicamente a superfíciede agradação da Trc nesta região, como ilustrado nafigura 12. Estas falhas de direção NE-ENE parecemter produzido deslocamentos da ordem de 20m que,muito provavelmente, resultam da soma de váriosrejeitos de menores dimensões, parcialmente obser-vados em afloramentos.

A figura 12 também mostra a base deposicionalda Trc sendo desnivelada por falhas relacionáveisao evento E3-NW, de direções WNW, NNW e NW,e deduzidas a partir dos deslocamentos verticais daTrc observados em afloramentos e a partir da cons-trução dos perfis, junto com a análise de lineamen-tos.

Apesar de estrias de falha terem sido medidasem apenas um afloramento, os mergulhos e rejeitosdas falhas medidas já são fortes indicativos do regimetectônico e campos de esforços associados. Istoocorre pelo fato das estruturas que afetam as

coberturas cenozóicas serem neoformadas, ou seja,não aproveitaram planos préexistentes pois estes nãoexistiam. Desta forma, as falhas próximas a EW-WNW, por apresentarem mergulhos sempresuperiores a 80°, são provavelmente transcorrentese portanto, σ1 e σ3 são horizontais. Apresentamcomponente vertical, indicada pelos rejeitosobservados e pelo mergulho de estria medida (Figura9). σ1 apresenta direção NW, como comprovado porrejeito dextral verificado em afloramento. Por outrolado, as falhas NE-ENE apresentam mergulhos médios(menores que 70° e, em geral, entre 60° e 50°), e rejeitosverticais, por vezes bem marcados. Assim sãointerpretadas como falhas normais, ou seja, σ3 éhorizontal e perpendicular à direção da falha e σ1 évertical. Estruturas claramente correlacionáveis aestas foram descritas por FERNANDES (1997) eFERNANDES & AMARAL (2002). Nestes trabalhosfoi apresentado um grande número de estruturas,inclusive com estrias, as quais afetam diabásioscretáceos, a Formação Rio Claro, a TQsp e, em parte,a Qfg.

Segundo ASSUMPÇÃO (1998), a direção deSHmax para o Cráton do São Francisco e Faixa Brasíliaadjacente é ENE. Os mecanismos focais, dasismicidade relacionada a este SHmax, e falhas re-centes, de natureza normal, transcorrente e reversa,indicam que o regime tectônico atual, em regiõesdistantes da costa, seria transcorrente(ASSUMPÇÃO 1998). Neste caso, a situação obser-vada em Campinas poderia representar a presença,

FIGURA 12 - Seção mostrando os desnivelamentos tectônicos da superfície da base deposicional (e de agradação) daTrc. As falhas representadas no perfil foram deduzidas a partir das altitudes do contato basal da Trc com o Grupo Itararéem afloramentos, de dados estruturais de campo e da interpretação de lineamentos. Notar que os desnivelamentos sãocausados principalmente por falhas de direção WNW, NW, NNW, relacionáveis ao evento E3-NW e, subordinadamente,por falhas ENE, do evento E5-NE.


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ordem de 20m. O evento mais jovem na área deestudo é de regime extensional, com σ3 de direçãoNE, e gerou falhas normais que cortam a Trc e aTQsp. Também produziu desnivelamentostopográficos que afetam a superfície da base daTrc. Este evento é compatível com o SHmaxidentificado para o sul do Cráton do São Francisco,que está ao redor da direção ENE, possívelmenterelacionado a um regime transcorrente regionalque, na área de estudo, produziu estruturascompatíveis com regime extensional.

A Trc ocorre em dois níveis planálticos: ummais baixo, associado à área de afloramento da Ba-cia do Paraná, com altitudes variando de 560 a 650m,e um mais elevado, variando de 650 a 780 m de altitu-de, na área de ocorrência das rochas pré-cambrianas.Observou-se que a atividade tectônica posterior àdeposição da Trc produziu desnivelamentos de pelomenos 50 m. No entanto, não é possível descartarque a variação total de altitudes, dentro de cada ní-vel planáltico, tenha sido também resultante da atu-ação de outros fatores, tais como a conformaçãopretérita do relevo e atividade tectônica sincrônica àsua deposição.

6 AGRADECIMENTOS

À FAPESP (Processo 94/01303-4), ao INSTI-TUTO GEOLÓGICO e ao FEHIDRO (Processo 030/99, CBH-PCJ 003/98) pelos suportes financeiro e deinfra-estrutura.

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nesta região, de uma área com predomínio de esfor-ços extensionais, dentro de uma região maior onde oregime tectônico seria o transcorrente.

5 CONCLUSÕES

Na região de estudo ocorrem 3 depósitoscenozóicos de topo e encosta que correspondem,do mais antigo ao mais jovem, à Formação Rio Claro(Trc) e às coberturas TQsp e Qfg. A Trc constitui-sede fácies de ambiente fluvial meandrante e fácies defluxos gravitacionais, as quais ocorrem intercaladasou em contato lateral. A TQsp, com espessuras quenão ultrapassam os 3 a 4 m, ocorre nos topos decolinas e morrotes e nas ombreiras planas de cai-mento suave. Constitui-se de material areno-argilo-so a arenoso com linha de seixos na base. A Qfg é deocorrência restrita, associa-se a formas de rampa, eespessa-se em direção aos vales atuais, podendoatingir 7m de espessura. A sua constituição é de-pendente da natureza da rocha sobre a qual repou-sa, podendo se tratar de material de fluxosgravitacionais ou de terraços fluviais. Apresentamlinha de seixos basal composta por clastosferruginizados que se originaram das couraçasferruginosas desenvolvidas sobre os depósitos daTrc.

As fácies fluviais da Trc apresentam-se maisdesenvolvidas entre as cidades de Jaguariúna eCosmópolis, passando por Paulínia, e junto aIndaiatuba e aeroporto de Viracopos. Nestas duasáreas a Trc está associada a colinas amplas de toposplanos, remanescentes da superfície original deagradação desta formação. A ferruginização dasfácies mais permeáveis da Trc foi intensa nestas áre-as e explica-se pela presença de superfície plana emais rebaixada associada à superfície de agradaçãoda Trc (Superfície Neogênica).

Na área foram identificadas estruturas detrês eventos tectônicos cenozóicos, dois dosquais já haviam sido descritos na literatura. O maisantigo (E2-EW) é de regime transcorrente(provavelmente transtensional), com σ1 deorientação aproximada EW. Foi provavelmentecontemporâneo à deposição da Trc e originoufalhas transcorrentes de direção NE e NW e falhasnormais de direção ao redor de EW. O eventoseguinte (E3-NW), de regime transcorrente e comσ1 de direção NW, produziu falhas EW/WNW eNS/NNW transcorrentes com componentenormal. Este evento afeta a Trc e a TQsp eproduziu desnivelamentos tectônicos da Trc da


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Endereço dos autores:Amélia João Fernandes – Instituto Geológico, Secretaria do Meio Ambiente, Av. Miguel Stefano 3900, CEP04301-903, São Paulo, SP. E-mail: [email protected]

Claudio Limeira Mello – Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Prédio CCMN,Cidade Universitária, Ilha do Fundão, Rio de Janeiro, RJ. CEP 21941-590. E-mail: [email protected]

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