Tectônica cíclica na Bacia do Paraná - controles

UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ

Tectônica Sinsedimentar cíclica na Bacia do Paraná Controles Paulo César Soares 1991

Tese para concurso ao cargo de professor Titular no Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná - Curitiba

Soares, P.C. 1991

Tectônica e Sed. Bac. Paraná

RESUMO _________________________________________________________________ 4 ABSTRACT _______________________________________________________________ 4 I - INTRODUÇÃO __________________________________________________________ 5 CARACTERIZAÇÃO DO PROBLEMA _____________________________________ 5 OBJETIVOS ____________________________________________________________ 8 II – CONTEXTO PALEOGEOLÓGICO ________________________________________ 9 ARCABOUÇO GEOTECTÔNICO _________________________________________ 9 CONTEXTO PALEOGEOGRÁFICO ______________________________________ 12 III – METODOLOGIA _____________________________________________________ 17 ANÁLISE DE SEQÜÊNCIAS _____________________________________________ 17 SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS _________________________________________ 25 ANÁLISE ESTRUTURAL _______________________________________________ 32 BASE DE DADOS_______________________________________________________ 35 IV – ARCABOUÇO ESTRUTURAL ___________________________________________ 37 BLOCOS LITOSFÉRICOS _______________________________________________ 37 O EMBASAMENTO DA BACIA __________________________________________ 41 V – A SEDIMENTAÇÃO E A TECTÔNICA ____________________________________ 53 O REGISTRO SEDIMENTAR ____________________________________________ 54 DISCORDÂNCIAS BACINAIS ___________________________________________ 56 SUPERFÍCIES DE MÁXIMA INUNDAÇÃO ________________________________ 67 GLACIAÇÕES _________________________________________________________ 76 DISCONFORMIDADES LOCAIS _________________________________________ 79 SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS _________________________________________ 84 VI – TECTÔNICA DA BACIA _______________________________________________ 91 VII – CONCLUSÕES _____________________________________________________ 121 SÍNTESE DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA REGIONAL _________________ 122 EVOLUÇÃO DEPENDENTE DO MACROAMBIENTE _____________________ 125 VIII – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________ 132

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RESUMO É definido e aplicado o conceito de sequência gradacional, significando um pacote litológico que reflete variação unidirecional de energia no macroambiente dos sistemas deposicionais contemporâneos. A correlação por sequências gradacionais permitiu detectar a presença de falhamentos com quatro critérios: omissão por erosão, omissão por não sedimentação, espessamento anômalo e mudança no tipo de sequência. A posição geográfica, a direção dos falhamentos e a relação com embasamento foram obtidas através da análise variográfica direcional, de mapas geofísicos e morfoestruturais e de dados de superfície. Nas quatro sequências tectono-sedimentares investigadas, foram encontrados indicadores tectônicos nas fases inicial e final, com cinemática tracional e compressional, respectivamente. A presença de uma tectônica inicializadora e outra finalizadora da sequência indica que estes ciclos tectono-sedimentares não decorrem de variação eustática. A correlação dos ciclos de paleotensões com movimentos flexurais e com ciclos do sistema solar mostra que, como bacia flexural, a Bacia do Paraná constituiu um sistema geotectônico movimentado por uma sobrecarga gravimétrica inicial, desenvolvido sob o efeito de propriedades internas, presentes em seu embasamento, e de flutuações cíclicas do macroambiente.

ABSTRACT The search for sinsedimentary tectonics in the Paraná Basin has been done with the application of concepts of event and sequence analysis. The use of technics of variography, geophysical and morphostructural maps and surface data conduce to the definition of tectonic events at the beginning and at the end of the tectonosedimentary sequences. The geometry and the assemblages of structures show styles representatives of extensional and compressional events respectively. The correlation of the paleostress regimes with cycles of the solar system in the galaxy is good. The flexural basin evolution worked out as a geotectonic system driven by an initial overload of lithosphere and evolved under the effect of internal crustal proprieties and external cyclical variation of the solar system.

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TECTÔNICA SINSEDIMENTAR CÍCLICA NA BACIA DO PARANÁ - CONTROLES –

I - INTRODUÇÃO

CARACTERIZAÇÃO DO PROBLEMA A caracterização da tectônica sinsedimentar na Bacia do Paraná apresenta inúmeras dificuldades, decorrentes da deformação relativamente intensa superposta no evento sul-atlântico do Jurássico-Cretáceo. O trabalho de Putzer (1954), com grande detalhe nas minas de carvão em Santa Catarina, não foi suficiente para caracterizar uma idade sinsedimentar para as suas direções catarinense e sul-rio-grandense. Também Freitas (1952) não conseguiu definir estruturas paleozoicas na bacia. Os trabalhos de mapeamento geológico sistemático na bacia realizados por equipes da Petrobrás, entre 1968 e 1972, também pouco contribuíram para a definição de tectônica sinsedimentar; apenas estruturas regionais, como os altos flexurais, foram identificados. No período 1972-74 foi realizado um mapeamento estrutural sistemático na parte nordeste da bacia (Soares, 1974); incluía, em seus objetivos a identificação de crescimento sinsedimentar das estruturas, a exemplo das estruturas tipo "supra-taenuous folds" nas bacias interiores da América do Norte. Apesar de haver caracterizado a geometria das estruturas, a sua cinemática, especialmente o caráter sinsedimentar, não foi identificado. A principal dificuldade foi atribuída à pequena quantidade de deformação nos eventos de crescimento sinsedimentar em relação à quantidade de deformação pós-sedimentar. Falhamentos regionais como os alinhamentos de Guapiara, Rio Alonzo, São Jerônimo, Rio Piquirí, entre outros, de direção noroeste, foram associados visualmente a variações regionais de espessura e fácies, com em Ferreira (1982). Um estudo detalhado de fácies e espessuras no norte do Paraná, área de Figueira, com perfis de sondagens para prospecção de urânio e carvão, revelou falhamentos sinsedimentares com direção nordeste (Soares e Cava, 1982).

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Nesta mesma época, 1981-1983, foi realizado um exaustivo estudo de integração de morfo-estruturas em imagens de satélite, lineamentos magnéticos, falhamentos de superfície, na bacia e no embasamento, e variação de espessuras na série Rio Tietê (Soares, et al. 1981, 1982a, 1982b). As técnicas de resíduos de análise de tendência e de análise variográfica foram introduzidas para verificar estatisticamente as direções com controle na variação de espessura. Os resultados mostraram que as direções este-nordeste e oeste-noroeste foram as mais ativas durante a sedimentação pensilvaniana – eopermiana. Identificaram também uma grande estrutura no centro da bacia; o Alto Paraná Central, ativo durante a sedimentação paleozoica, com direção nordeste. Mais recentemente, Zalán et al. (1987a) apresentaram resultados interessantes a respeito da evolução estrutural da bacia, associando os eventos com as orogêneses andinas. Também França e Potter (1988) identificaram feições estratigráficas no Grupo Itararé, no interior da bacia, indicadoras de tectônica sinsedimentar. Estas feições foram associadas aos principais alinhamentos conhecidos na bacia. Assim, de uma fase, que perdurou até a década de 70, de desconhecimento e mesmo de negação de tectônica sinsedimentar nas bacias paleozoicas brasileiras, consideradas então estáveis, passou-se a reconhecer de forma inegável estruturas contemporâneas à sedimentação. Alcançou-se mesmo um estágio incipiente de expressão cartográfica das estruturas sinsedimentares (Soares et al., 1982). A importância para a exploração de petróleo desta mudança de concepção sobre a tectônica da bacia é algo revolucionário por comparação com bacias similares produtoras em outros continentes. Os "trends" de campos de petróleo mais produtivos ocorrem associados a estruturas regionais sinsedimentares (Soares, 1983). Esta importância não chegou a se refletir tão intensivamente quanto esperado nos programas exploratórios na bacia. No programa do Paulipetro, encerrado em 1983, a principal restrição era a credibilidade dos métodos identificadores da tectônica, especialmente num tipo de prospecção em que a sísmica é a ferramenta conclusiva, não fornecia resultados seguros. No programa da Petrobrás (1986-1991), mantêm-se aparentemente as mesmas dúvidas; e a sísmica, agora com melhor resolução, é usada como método independente para mapeamento. As razões para esta pouca influência do conhecimento tectônico da bacia na prospecção de petróleo parece decorrer dos problemas e dúvidas que se associam à própria concepção da tectônica da bacia. As principais questões podem ser assim delineadas: 1. Quais são as principais direções de estruturação com cinemática sedimentar? Noroeste (direções Médio Piquirí e Ivaí) ou nordeste (direções Pitanga e Médio Paraná)?

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2. Qual a dinâmica das direções principais? Movimento de sistema rifte, transcorrente ou empurrão? 3. Qual o estilo da estruturação ou como a assembleia de estruturas menores está organizada em relação à direção principal? 4. Qual a cinemática desta estruturação? Quais os períodos de atividade e com que tipo de movimentação? 5. Onde estão situadas cartograficamente estas estruturas principais? Os indicadores de superfície são seguros mapeadores destas estruturas, por exemplo, morfoestruturas e mapas geológicos nos basaltos? Os métodos potenciais podem discriminar a estruturação meso-cenozóica da paleozoica? 6. Como mapear e classificar estas estruturas por métodos expeditos e de custo unitário compatível com a extensão a ser mapeada? 7. Por último e talvez a mais importante: como estas estruturas se originaram? Qual o motor desta tectônica? Por que se localizam nesta ou naquela posição temporal e espacial? Chamamos a atenção para a importância deste último conjunto de questões explicativas pelo fato de que o geólogo de exploração somente tem confiança num modelo exploratório quando é capaz de compreender a explicação genética para o arcabouço conceitual utilizado. Por outro lado, a concepção genética permite elaborar melhor o modelo preditivo. As diversas incertezas associadas às informações ainda esparsas sobre a tectônica da bacia é uma restrição ao uso da informação na exploração. O aspecto genético não é de interesse apenas dos pesquisadores do conhecimento básico. Pode ser mais importante para aqueles do conhecimento aplicado, por lhes dar confiança na aplicação do modelo exploratório, aumentando sua eficácia, mesmo que o modelo genético não se revele útil por muito tempo. Dentre as demais questões apresentadas acima, é difícil dizer o que é mais importante e o que precisa ser resolvido primeiro. A pesquisa da resposta a uma questão interage com a de outra ou necessita assumir outras respostas. A primeira questão colocada pode ter diferentes respostas verdadeiras, dependendo da questão 4. Isto é, uma direção pode ter sido importante num ciclo e de menor importância noutro se a cinemática é policíclica. Da mesma maneira, a questão 2 pode ter mais de uma resposta verdadeira. A bacia pode ter-se constituído com um sistema rifte (tectônica formadora) e evoluído dentro de sistemas deformadores

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diferentes. Teve a bacia do Paraná um rifte precursor, como previsto pelos modelos frequentemente utilizados? As questões 5 e 6 têm motivações práticas, mas dependem das respostas anteriores. Os falhamentos noroeste (direção Ivaí), com diques associados, são facilmente mapeáveis. Porém, qual o papel dos grandes alinhamentos noroeste na evolução estrutural da bacia? Também as questões 6 e 7. Se as estruturas são associadas com direções de fraqueza do embasamento, então métodos potenciais podem localizar as zonas de maior estruturação. Teria o embasamento se comportado como blocos crustais com resposta diferencial na subsidência? Como concepção geral, se entendermos a força propulsora da tectônica, tanto formadora como inercial e deformadora, e a organização inicial, podemos prever a sucessão de formas assumida pela bacia e por suas partes constituintes. Esta compreensão só pode ser buscada através de uma abordagem sistêmica. Significa dizer que a resposta não será apenas a de um sistema mecânico ou termodinâmico, mas uma somatória, incluindo sistemas hidráulicos, dinâmicos, geoquímicos, etc., interagindo mutuamente e com um macro-ambiente externo. Isto é, um sistema natural, auto-organizador, que se ajusta às flutuações de seu macro-ambiente.

OBJETIVOS Dentro da visão sistêmica de bacia, temos que investigar sua história através de seu produto, o registro sedimentar, considerando-o como uma resposta da dinâmica do sistema. A reconstituição da história dos eventos e ciclos na evolução do sistema depende da atribuição de idade às diferentes partes do registro geológico. A primeira divisão de entidades penecontemporâneas são as sequências tectono-sedimentares, separadas por discordâncias em toda a bacia e correlatas em diversos continentes (Sloss, 1963). Cada sequência tem estilo estrutural, organização e significado próprios que revelam a evolução da bacia (Soares et al., 1974, 1978). Nosso objetivo intermediário foi, em primeiro lugar, examinar internamente as sequências, buscando indicadores de tectônica sinsedimentar ou sin-erosional, do tipo cinemático, das direções ativas, da localização das estruturas e da sua relação com o embasamento. Em segundo lugar, como objetivo final, desenvolver um modelo explicativo para as feições características das bacias interiores, de tal forma

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que se possam fazer modelos preditivos de feições estratigráficas e estruturas de interesse para a exploração dos recursos acumulados neste sistema.

II – CONTEXTO PALEOGEOLÓGICO Uma

bacia

sedimentar como entidade

geotectônica

dinâmica, tem

nascimento,

desenvolvimento e morte. Deve também ser considerada como um sistema natural que se desenvolve sobre um dos fragmentos de película viscoelástica que envolvem a geosfera. Sobre este fragmento, a placa litosférica, existe uma distribuição relativamente heterogênea de: (1) fluxo de calor; (2) campo gravitacional; (3) campo de tensões; (4) insolação; (5) potencial hidráulico de erosão; (6) capacidade de

transporte

(7) potencial químico para a

e

dispersão

de sedimentos;

formação de precipitados; e

(8) atividade biológica para o desenvolvimento de comunidades bióticas. O acesso a estas informações sobre o macroambiente da Bacia do Paraná, desde seu nascimento, no Ordoviciano, exige um trabalho de reconstituição histórica de uma extensa região do planeta. ARCABOUÇO GEOTECTÔNICO As três primeiras variáveis podem ser examinadas através do arcabouço geotectônico no qual se instalou e desenvolveu a bacia. Na figura 1 começamos examinando a posição geográfica atual da Bacia na América do Sul. Ao mesmo tempo podemos considerar sua posição geotectônica, num arranjo pré-Cretáceo da América do Sul e África. As margens da bacia, especialmente na parte oriental, estão extensivamente modificadas, em razão da erosão meso-cenozóica, consequência do soerguimento da Serra do Mar e do Arco de Ponta Grossa.

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A ruptura continental e abertura do Atlântico Sul provocaram uma fragmentação da bacia em seu flanco oriental, restando parte ainda preservada na costa do sudoeste africano. Paralelamente, o extensivo campo de lavas basálticas mantém recobertos cerca de dois terços da bacia.

Figura 1. Situação geográfica e contexto geotectônico da bacia do paraná no paleozóico na América do Sul e África. 1 - margens de

blocos

continentais

envolvidos

passivamente

na colisão

final

brasiliana,

neoproterozóica (margens cavalgadas) – a. (craton) Amazônia; b. São francisco; c. La plata; d. Bolívia; Paraná; f. Luiz alves; g. Kalahari; h. Congo. 2 - prismas de rochas metamórficas acrecionadas tectonicamente às margens dos blocos.

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3 - margens de blocos continentais e micro-continentes envolvidos ativamente na colisão. 4 - cinturões metamórficos paleozóicos. 5 e 6 - bacias sedimentares peri e intracontinentais.

O afloramento de rochas

pré-cambrianas, muito localizadamente cambrianas a

eo-Ordovicianas, em volta da bacia, permite visualizar um arranjo preliminar do arcabouço geotectônico que precedeu a formação da bacia. Estas associações litológicas aflorantes podem ser concebidas como quatro principais entidades geotectônicas: (1) cinturões de rochas metamórficas de origem sedimentar e vulcânica, de idade meso e neoproterozoica, definindo zonas de sutura de blocos continentais pré-existentes; (2) margens ativadas, do ponto de vista termal e magmático, de blocos continentais antigos (eoproterozóicos e arqueanos), empurradas sobre as faixas metamórficas; (3) margens

passivas

de

blocos

continentais

cratônicos,

cavalgadas

pela

faixas

metamórficas; (4) faixas de transcorrência, com larga zona de milonitização e cataclase, extenso deslocamento de blocos e intensa atividade termo-magmática. A extensão destas entidades sob a bacia foi investigada por Soares (1988) e será objeto de discussão adiante. O mesmo contexto pode ser concebido para os terrenos adjacentes do continente africano. O cinturão paleozoico de rochas dobradas e metamorfisadas da região preandina (Sierras Pampenas) e na Patagônia setentrional (Sierras Australes), estendendo-se para o extremo sul da África (Cape Basin), documenta uma margem continental ativa, com envolvimentos em compressão e extensão entre o arco orogênico e o continente, até o Permiano. Estes eventos estão registrados em deformações e atividade vulcânica nas bacias retroarco e marginais, especialmente no Neo-Ordoviciano, Eo-Carbonífero e Neo-Permiano. Com respeito a esta margem cratônica, pode-se verificar que a Bacia do Paraná está na segunda linha de bacias cratônicas; a primeira é formada pelas bacias do Karroo, Chaco-Paraná, Chaco Boreal e Beni, consideradas peri-cratônicas. As características paleogeológicas principais assinaladas revelam que a bacia instalou-se sobre uma litosfera termalmente jovem, por isto com elevado fluxo de calor (70-80 mWatts/m2);

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apresentava fortes descontinuidades em termos de resistência à ruptura e rigidez flexural. Esta diferença foi herdada pela justaposição de blocos litosféricos diferencialmente soerguidos na colisão e diferencialmente erodidos no aplainamento que precedeu a implantação da bacia. As margens colisionais ativadas e cavalgantes devem ter sido erodidas a um nível estrutural cerca de 10 a 15 km mais profundo que as margens passivas cavalgadas, de tal forma que expuseram rochas de fácies granulíticas, em contraposição às sequências sedimentares preservadas nestas outras. Esta arquitetura de blocos litosféricos, ou crustais, deixa desajustes isostáticos com grandezas da ordem de dezenas de mgals. Isto significa a presença de sobrecargas litosféricas que deverão ser compensadas com subsidência. Esta compensação dependerá do balanço entre o momento fletor e o momento de inércia de resistência à flexão e ao achatamento apresentada pela placa esférica. O momento fletor é diretamente dependente da espessura elástica efetiva na potência 3; a espessura elástica por sua vez depende inversamente da estratificação termal, consequentemente do fluxo de calor. A resistência ao achatamento da superfície esférica depende da extensão do arco subsidente, da subsidência total e do estado de tensões da placa litosférica (Soares, 1978), que é manifestado nas deformações marginais. CONTEXTO PALEOGEOGRÁFICO As outras variáveis (insolação, potencial hidráulico de erosão e transporte de sedimentos, potencial químico e biológico), podem ser mais bem avaliadas a partir do mapa paleogeográfico do Continente de Gonduana, apresentado na figura 2. A posição latitudinal, nas regiões polares, significou uma intensidade de insolação muito baixa. Isto significou baixa energia química para o intemperismo e para precipitação de carbonatos ou evaporitos; da mesma forma para o desenvolvimento da vida nos mares. Ao mesmo tempo, uma massa continental imensa com várias faixas de cinturões internos de orogêneses recém-suturadas, representava uma área-fonte com intensa oferta de detritos. As bacias, especialmente aquelas situadas mais próximas do centro de dispersão de detritos, em torno do polo Sul, tal como interpretado já por Bigarella (1973), receberam uma carga de sedimentos arenosos feldspáticos, no Eo- e Mesopaleozoico. Comparativamente o continente de Gonduana foi um bloco continental excepcionalmente grande na história da Terra. Seu trânsito junto à região polar a partir do neo-Ordoviciano (figura 3), provocou profunda diferenciação climática latitudinal, resfriamento generalizado dos oceanos e extensivas glaciações neste continente.

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Figura 2. O continente de Gonduana, à época da instalação da Bacia do Paraná e de outras grandes bacias intra e pericratônicas. Legenda: 1. zonas de sutura colisional neoproterozóica-eopaleozóica; 2. limite do bloco megacontinental gondwânico; 3. limite dos cinturões orogênicos paleozoicos (a) e (b) meso-cenozoicos (4); 5. margens de bacias pericontinentais passivas ou de antepais, paleozoicas; 6. Bacias intracratônicas; 7. zonas de rifteamento e separação mesozoica; 8. limites atuais dos continentes emersos. A Bacia do Paraná está situada numa zona de intensa coalisão de blocos continentais.

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Figura 3. Variação na posição paleogeográfica da Bacia do Paraná no Paleozoico, no contexto dos paleocontinentes. A grande dimensão do continente Gonduana e sua posição latitudinal impôs elevado suprimento de terrígenos e influência glacial na Bacia do Paraná (modif. de Escotese, 1984).

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Quando se confrontam as características sedimentológicas do preenchimento das bacias paleozoicas do Gonduana com aquele das bacias do Laurência (América do Norte ancestral), verifica-se, por exemplo, que a razão clástica é contrastante (figura 4), refletindo as condições climáticas e de suprimento. O novo e glacial Continente de Gonduana fornecia grande volume de terrígenos para suas bacias, em contraste com o antigo, pequeno e tropical continente de Laurásia. Tal como no quaternário, fases áridas sucederam períodos glaciais. Os intervalos pós-glaciais corresponderam a intervalos de maior aridez climática, e consequentemente maior deposição de evaporitos, nos sítios com déficit no suprimento de terrígenos. Esta associação parece estar relacionada com a quantidade de gás carbônico na atmosfera e seu efeito estufa, com aquecimento e umidificação climática em dois megaciclos fanerozoicos: Cambro-Ordoviciano quente e árido; Ordoviciano Superior a Permiano Inferior frio e úmido; Permiano Superior a Cretáceo Inferior quente e seco; Cretáceo superior ao Presente frio e úmido. Os picos das principais glaciações continentais ocorreram nos limites Ordoviciano-Siluriano, Pensilvaniano-Permiano inferior e no Presente, com picos de glaciações menores no Devoniano inferior-médio no Triássico-Jurássico e Cretáceo Superior, conformando ciclos menores. As primeiras grandes transgressões fanerozoicas do Cambriano e Ordoviciano Inferior se defrontavam com relevos pós-orogênicos na região da Bacia do Paraná e seus registros se restringiram às margens continentais. A segunda grande transgressão global, um evento pós-glacial, ocorreu no início do Siluriano, e a bacia já se delineava como entidade geodinâmica subsidente. 1 - Plataforma Russa 2 - América do Norte - parte ocidental 3 - América do Norte - parte oriental 4 - Bacia do Amazonas 5 - Bacias do Paraná e Parnaíba

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Figura 4. Comparação da variação da razão clástica no Fanerozoicos para coberturas cratônicas e pericratônicas na América do Norte (baseado em mapas de fácies de Sloss et al., 1960), Plataforma Russa (Runov et al. 1969) e Brasil. A elevada razão clástica nas bacias brasileiras está associada com a dimensão da área continental gondwânica e com a posição latitudinal.

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III – METODOLOGIA A realização deste trabalho exigiu o desenvolvimento de uma série de procedimentos metodológicos na análise dos dados e informações disponíveis. A avaliação da tectônica sinsedimentar em bacias cratônicas envolve um refinamento de procedimentos de correlação estratigráfica, visando à definição de horizontes cronocorrelatos, de forma a posicionar no tempo os processos deformadores. A grande diversidade de variáveis envolvidas na evolução de uma bacia não pode ser motivo para que se restrinja seu estudo ao de mecanismos e respostas setorizados. Esta é uma condição necessária, mas não suficiente. Na compreensão da evolução tectono-sedimentar da bacia deve estar presente à interação dos processos que se realizam em diferentes escalas no espaço e no tempo. Neste sentido, o procedimento de aproximação e distanciamento do objeto em análise é fundamental, tal como definido por Della Fávera (1990) como "método zoom". Por outro lado, para captar os diferentes significados do conteúdo, organização interna e contorno deste objeto, necessitamos de vários instrumentos e procedimentos analíticos. Em todo o desenvolvimento metodológico, consideramos que as entidades naturais auto-organizadoras constituem sistemas naturais (Strahler, 1980), e então a análise de sistemas se aplica. Esta concepção sistêmica forneceu resultados animadores na resposta a uma série de questões com que o geólogo se defronta.

ANÁLISE DE SEQUÊNCIAS Alguns conceitos serão introduzidos nesta seção e comparados com as concepções de Vail et al. (1977), Posamentier et al. (1988), Van Wagoner (1988) e Galloway (1989). O conceito de sequência deposicional, eustática, foi aplicado por Della Favera (1990) na análise do sistema devoniano na Bacia do Parnaíba. Várias restrições às concepções deste autores podem ser listadas, por exemplo, Miall (1991). Entretanto contribuíram decisivamente para as técnicas de análise estratigráfica. Uma das principais dificuldades teóricas e práticas na aplicação do conceito de sequência deposicional eustática, na análise estratigráfica da Bacia do Paraná, é o caráter genético do conceito, associado a variações eustáticas em plataforma continental moderna, em oposição ao caráter predominantemente continental ou costeiro dos depósitos da bacia.

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Em função destas restrições e dificuldades buscamos um caminho próprio para conceituação de sequência estratigráfica, respeitando e usando quando conveniente os conceitos de Sloss (1963); e Soares et al. (1978) para os conceitos de sequência tectono-sedimentar, de Vail et al. (1977) para sequência deposicional, de Van Wagoner et al. (1988) para-sequências, e de sequências de fácies (Fraser, 1989). A abordagem que faremos é atualística e sistêmica. Conceberemos primeiro a fácies sedimentar como uma entidade fóssil. Porém uma fácies deposicional é um corpo tridimensional que registra uma entidade morfológica construcional (fig. 5), sob domínio de um processo sedimentar num determinado macroambiente. A entidade morfológica é uma feição construcional desenvolvida por "n" eventos ou episódios similares e repetitivos de acresção vertical e/ou lateral, que são unidades sedimentares tal como ilustrado na figura 5A. A unidade sedimentar é formada por pulsos únicos de flutuação no transporte, suprimento e acumulação de material sedimentar. Pode ser o resultado de um evento catastrófico de curta duração e baixa frequência, ou de uma pausa no aporte de terrígenos, com milhares de anos de precipitação química de chert, por exemplo, sem mudança na temperatura do fundo oceânico ou do aporte de material. O evento catastrófico com alta energia gera uma descarga de energia no macroambiente tão elevada que demanda um longo período de quiescência, apenas com decantação, por exemplo, para recuperar a capacidade de gerar um novo episódio. Assim a unidade sedimentar é o menor arranjo ordenado tridimensional de grãos. O tempo de duração de eventos desta escala poderia ser comparado ao evento "instantâneo" de Fraser (1989), comparativamente ao intervalo de tempo que separa esta unidade de outra, e no qual diversos eventos não ficaram registrados. No registro geológico, uma sucessão repetitiva de unidades sedimentares similares forma uma fácies sedimentar, que representa a unidade morfológica construída e preservada. As dimensões de uma entidade morfológica são variáveis, porém a observação mostra que como altura as construções arenosas tem de 0,5 a 5 m. Estas construções definem as espessuras de construções lamíticas intercaladas. A compactação altera em até 50% tais dimensões verticais.

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Figura 5. Ilustração diagramática do desenvolvimento do conceito de sequência gradacional, partindo da concepção de fácies como o registro fóssil de um sistema morfológico construcional e da concepção de sequencialidade. A. Feição Geomorfológica (Entidade): Duna, Sistema Deposicional: Erg; Província Morfoclimática: Deserto. B. Representação da Associação de Fácies C. Sequências de Fácies (Sf)

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A entidade morfológica é auto-organizadora, com nascimento, crescimento e morte, seguida de preservação ou destruição. A fácies representa uma entidade total ou parcialmente preservada no registro geológico. A escala de tempo de duração destas entidades é a do tempo de equilíbrio do sistema. Schumm (1977) designou "steady time" esta escala de duração de sistemas geomorfológicos. Durante este tempo de vida do sistema, a entidade sofre o efeito de mudanças periódicas e episódicas nos processos físicos e químicos do macroambiente, e o sistema opera em torno de valores médios. Por exemplo, a duna é construída ora com ventos fracos e areias finas, ora ventos fortes e areias médias, ora sofre deflação; entretanto, pode permanecer com valores médios de energia. Por outro lado, mesmo sem variação no macroambiente, o sistema pode ter alteradas suas condições de operação em função de seu crescimento, afastando-se unidirecionalmente dos valores médios. Uma barra de plataforma vai progressivamente aproximando-se de níveis de maior energia das ondas, com seu crescimento, sem mudanças macroambientais. A entidade morfológica, por ser um sistema natural tem um nascimento a partir de uma nucleação e limite de crescimento; o tamanho crítico é aquele a partir do qual a entidade interfere no macroambiente impedindo o próprio crescimento ou sua alimentação. Em cada instante existe uma população de indivíduos sistêmicos, como por exemplo uma população de dunas eólicas. São indivíduos de mesmo tipo (ou fácies) e podem conviver com uma população de indivíduos de outra espécie, como por exemplo os "wadis" ou também os lagos (sebkhas) (fig. 5B). Gerações de uma população podem suceder-se, empilhando os indivíduos construídos e preservados, uns sobre os outros. Também uma população pode estar envelhecida, em decadência, e sendo substituída pela população de outra espécie do mesmo macroambiente. Esta situação certamente revelaria cumulativas mudanças no macroambiente. Este conjunto unidirecional de mudanças contém o conceito de sequencialidade, que queremos identificar na análise de sequência. Estas mudanças identificáveis nas sucessivas gerações devem envolver um intervalo de tempo necessário para mudanças gradacionais na paisagem. A escala de tempo deste fenômeno parece corresponder ao que Schumann (op. cit.) designou de "graded time" ou tempo de gradação. O conceito de evolução de populações pode ser aplicado na compreensão do caráter histórico destas mudanças. Tal tipo de análise foi aplicada para depósitos minerais, considerando-os como sistemas naturais, por Veizer et al. (1989).

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No exemplo considerado o macroambiente é o deserto e a população de dunas pode substituir a população de wadis. Esta substituição será registrada pelo empilhamento de indivíduos de "n" gerações de wadis, sendo progressivamente substituídos pelo predomínio de gerações de dunas, que por sua vez pode ser substituída pelo domínio de populações de sebkhas ou lagoas, convivendo com dunas. Esta mudança na relação de domínio de populações de espécies ou tipos morfológicos diferentes reflete mudanças no macroambiente: o rebaixamento do relevo marginal, a ascensão relativa do nível de base (freático), com subsidência ou ascensão do nível do mar maior que suprimento. Esta mudança, multivariada porém unidirecional, é tipicamente uma concepção natural de sequencialidade (fig. 5C). Para diferenciar tal sequência que é o registro de mudanças unidirecionais no macroambiente, vamos designá-la sequência gradacional. Para definir a sequencialidade necessitamos certo número de observações, ou seja, um conjunto de gerações sucessivas de indivíduos. Podemos dizer que cinco é um número estatisticamente razoável para definir a tendência na sucessão simples, por exemplo numa sucessão de mesmas fácies; ou então cinco intercalações, que constituem cinco associações de fácies; ou ainda cinco sequências de fácies no sentido de Fraser (1989). Isto significa que uma sequência gradacional contém certo número de repetições de associações de fácies de um mesmo macroambiente. Esta associação de fácies corresponde a um sistema de ordem maior, o sistema sedimentar, por exemplo o sistema desértico. Tal como num ecossistema na concepção biológica, o sistema sedimentar será formado por relações dinâmicas de troca de energia e matéria em indivíduos de mesma população e de diferentes populações (reg, erg, sebkha). Esta concepção de sistema dinâmico tem como resposta morfológica, no registro geológico, o sistema deposicional, tal como é concebido na estratigrafia. Seguindo este raciocínio pode-se admitir que uma sequência sedimentar de fácies, deve envolver cerca de 5 a 75m de espessura, conforme abaixo, considerando 5 um número razoável de observações para definir a tendência: * menor: 2 fácies x 0,5m x 5 observações = 5m * maior: 3 fácies x 5m x 5 observações = 75m Inúmeras seções medidas na Bacia do Paraná pelo autor, inéditas (Andrade e Soares, 1970 e 1971), Soares et al. (1977) e publicadas para diferentes unidades, como Tatuí (Soares 1972), Itararé (Soares et al., 1978), Guatá (Soares e Cava, 1982), Estrada Nova (Soares e Landim, 1973), Pirambóia e

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Botucatu (Soares, 1975), algumas exemplificadas na figura 6, mostram claramente algumas relações dimensionais entre fáceis e sequências: 1º) fácies pelíticas tem espessuras da ordem métrica; 2º) fácies carbonática micriticas são decimétricas; 3º) fácies carbonáticas clásticas são submétricas; 4º) fácies arenosas são multimétricas; 5o) sequências sedimentares de fácies arenosas alcançam 50 a 100m; 6º) sequências sedimentares de fácies pelíticas, são comuns com 20m para extensão regional na bacia, e 50m para distribuição generalizada; 7º) Casos de sequências em cunhas clásticas ou seções condensadas podem gerar espessuras extremas como centenas de metros ou unidades de metros respectivamente. O conceito de sequência como ferramenta na análise estratigráfica deve ser também um conceito operacional. Identifica-se esta concepção desde Sloss (1963) e mais recentemente (Vail et al., 1977), Posamentier et al. (1988) e Galloway (1989), mesmo quando se busca uma explicação genética. Como conteúdo operacional depende da escala de observação e resolução analítica. Isto é independente mesmo do fator preponderante na origem da sequencialidade: clima em evaporitos, variação do nível do mar em plataformas continentais, suprimento e subsidência em bacias molássicas, etc. Entretanto, se considerarmos o princípio de organização hierárquica dos sistemas naturais, é possível definir uma ordem de dimensão que seja ao mesmo tempo operacional e tenha um significado genético. A dificuldade é visível nos trabalhos do grupo da Exxon (Vail e associados): o conceito de paras sequências e o conjunto de paras sequência exprime a ambiguidade no dimensionamento e o conceito de ciclo de variação do nível do mar contém o significado genético "a priori" das sequências. A dimensão das sequências e duração dos ciclos de Vail et al., mostra-se inteiramente dependente da resolução analítica. Assim, os ciclos de mesma ordem de Vail et al. (1977) não apresentam a mesma ordem de grandeza nas diferentes eras ou mesmo períodos geológicos. A tendência verificável no empilhamento de associações de fácies, ou seja, um conjunto vertical de sequências de fácies, como discutida anteriormente, para depósitos de mesma fácies progressivamente de menor ou de maior energia, constitui uma demonstração de sequencialidade e esta pilha define uma sequência gradacional (fig. 7A).

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Figura 6. Seções medidas em superfície (A,C,D,) e perfil litológico de sondagem, ilustrando a aplicação do conceito de sequência gradacional. A numeração das SG's, disconformidades e superfícies de inundação, é apenas um procedimento operacional, para fins de comparação e correlação.

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(Legenda, cont.) A – Seção média G. Itararé, NE – S. Paulo B – Perfil de sondagem (PG-1-SP) Centro Leste de S. Paulo C – Seção medida (Laranjal Paulista) Formação Tatuí e

Formação Irati.

D – Seção medida (Conchas, SP). Formação S. Alta e Formação Teresina. C – Coquina S(M)I – Superfície de (máxima) inundação; limites de sequências genéticas. D – disconformidade: limites de sequências. Sequências sedimentares: deposicionais. declínio de energia 3.1... Número da sequência-aumento de energia.

No conceito de sequência deposicional de Vail et al. (1984) modificado por Posamentier et al. (1988), os limites de sequências são discordâncias. Numa bacia como a do Paraná, sem talude, tais discordâncias seriam do tipo II ou de erosão nas margens. Como as discordâncias aumentam em número nas margens da bacia, tais sequências deveriam ser definidas nas margens, ou pelas superfícies correlatas de "onlap" no interior. Para ter-se um parâmetro dimensional balizador, as sequências menores de Vail et al. (1984) ou parassequências de Van Wagoner et al. (1988) tem cerca de 50 m de espessura no Jurássico, com uma duração média de 5 Ma, formando um ciclo eustático. As fácies marginais da Bacia do Paraná, executadas as do flanco norte, foram removidas pela erosão cenozóica. No interior da bacia a falta de resolução das seções sísmicas impede a caracterização das sequências genéticas no sentido de Vail e colaboradores. No flanco nordeste as disconformidades podem ser examinadas apenas em parte da seção paleozoica. Tal levantamento foi feito por Soares e Landim (1973) e é revisto na figura 7. Na sequência tectono-sedimentar neopaleozóica, quatro sequências deposicionais podem ser identificadas. As disconformidades pré-Tatuí, pré-Irati e pré-Serra Alta separam estas sequências deposicionais. Na metade do grupo Itararé existe um pico transgressivo (Formação Capivari), correspondente a uma superfície de máxima inundação (SMIP-2); outros picos ocorrem na Formação Tietê (SMIP-4), nas formações Tatuí, Irati e nas formações Serra Alta e Teresina. Dois outros ocorrem no termo médio da Formação Tietê e no topo do membro Taquaral da Formação Irati. Correspondem a superfícies de "downlap" (DLS, Vail et al. 1984) ou máxima inundação (MIS, de Galloway, 1988). Entre estes picos ocorrem superfícies erosivas ou disconformidades tipo II (de Vail e colaboradores) com erosão dos

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depósitos marinhos rasos: na base da Formação Tietê (D2, na seção nordeste, figura 2 de Soares e Landim op. cit. a 710 m), na base da Formação Tatuí (D3), na base do Taquaral (D4), na base da Serra Alta (com erosão pós-Irati, D5) e pós-Teresina (D6). Assim, três sequências e ciclos eustáticos estariam bem definidos e dois fracamente identificados na concepção de Vail. As sequências deposicionais assim identificadas teriam espessuras variadas: cerca de 100 m da planície aluvial basal até a base da Formação Tietê; 130 m na Formação Tatuí; 40 m na Formação Irati; mais de 150 m na Serra Alta e Teresina (Corumbataí). No conceito de sequências genéticas de Galloway teríamos os limites das sequências nas superfícies de máxima inundação (MIS ou DLS) e compreendendo ciclos de suprimento de terrígenos. Neste conceito, os limites mais apropriados seriam as superfícies SMIP2 e SMIP8 (Irati).

SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS Uma associação genética de fácies, tal como num ambiente desértico (figura 5), é o resultado de uma associação de indivíduos sistêmicos, pequenas formas de relevo construcional; designados cada forma com sistema construcional. A paisagem de planície aluvial de rios meandrantes, apresenta uma sucessão de diferentes tipos de sistemas construcionais de menor energia no empilhamento e na lateral. Neste sistema há uma sequencialidade típica, na sucessão das diferentes fácies; corresponde aos domínios populacionais das entidades morfológicas de gerações que se sucedem: leito de canal, barra em pontal, dique marginal "crevasse", "crevasse splay", transbordamento, baixios e lagoas. Nas plataformas terrígenas as barras e os fundos são as feições construcionais típicas. Tais associações de fácies correspondem, na vertical, a uma sequência de fácies diferentes (figuras 5, 6 e 7). Esta sequência, que em três dimensões é uma associação, é concebida como o registro ou fossilização de indivíduos ou sistemas morfológicos de diferentes populações ou tipos. As sequências de fácies são características para diversos ambientes e sistemas (Walker, 1984); o conceito fica bem consolidado na obra de Fraser (1989), para sequências terrígenas. A sucessão de sequências de fácies é que pode revelar a sequencialidade na evolução do sistema deposicional. O sistema deposicional deve ser concebido como um sistema geomorfológico, uma entidade dinâmica, organizada, constituída daquelas entidades construcionais menores ou sistemas construcionais, de ordem hierarquicamente inferior. O conceito de "sistema deposicional" de Fischer e

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Brown (1967) como uma assembleia de fácies, corresponde à resposta fossilizada ou produto do sistema dinâmico. O mesmo conceito de população e de gerações de sistemas pode ser aplicado ao sistema deposicional. Uma população de sistemas deposicionais espacialmente e dinamicamente interligadas constitui uma província geomorfológica. Com muita frequência a província apresenta populações de sistemas diferentes. Assim, a província costeira pode conter uma população de sistemas deltaicos, outra de sistemas de barreiras e lagunas, etc. A associação lateral de fácies cogenéticas permite a identificação do sistema deposicional. A associação vertical, pela lei de fácies de Walter, não ocorrendo uma descontinuidade, como um evento catastrófico, permite a inferência da associação lateral e com isto a interpretação do sistema. A sucessão de associações de fácies cogenéticas, aqui concebida como sequência gradacional, permite analisar a evolução sequencial de um trato de sistemas deposicionais. Se esta sucessão de associações pode ser avaliada na província geomorfológica, podemos dizer o que está ocorrendo com a população do sistema: podemos dizer isto em termos de energia disponível no sistema ou de sua entropia. A máxima entropia corresponde à mínima energia disponível para realizar o trabalho de transportar e organizar a carga. Este conceito é um atributo fundamental da sequência gradacional. Nesta concepção pode-se também identificar o estágio de desenvolvimento da população de sistemas na província e a progressiva ou brusca substituição de uma população de sistemas por outra. O conceito acima delineado de sequência gradacional encerra uma convergência no conteúdo genético e operacional, e resulta da abordagem sistêmica da sedimentação. Corresponde a uma etapa na evolução do conjunto de sistemas contemporâneos em decorrência de uma alteração unidirecional no macroambiente de; permite incorporar os procedimentos de análise sistêmica e a investigação das propriedades de sistemas naturais (Soares e Assine, em prep.). O intervalo de tempo associado a uma sequência gradacional corresponde ao que conceituamos como tempo de gradação em correspondência com o "graded time" de Schumm (1977). Isto significa um tempo necessário para que ocorra uma mudança irreversível no conjunto de sistemas deposicionais. A metodologia analítica como consequência da conceituação exposta permitiu a separação de sequências sedimentares na Bacia do Paraná, com o sentido de sequência gradacional. Os limites de tais sequências gradacionais, em alguns casos, coincide com os limites de paras sequências ou conjunto de paras sequências, ou de sequências deposicionais no sentido de Van Wagoner et al. (1988) e, em outros, com sequências genéticas de Galloway (1989).

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O conceito de sequência gradacional, tal como explicitado nas figuras 5, 6, 7 e 8, foi aplicado nas diversas sequências tectono-sedimentares da Bacia do Paraná. Conceitualmente sequência gradacional é diferente de sequência deposicional de Vail e de sequência genética de Galloway. Entretanto, dependendo do nível de resolução, da forma de implantação da discordância ou da máxima inundação, podem se superpor (figura 7A). Consideremos a Formação Irati no flanco nordeste da Bacia (Assistência, Rio Claro). A base do Membro Taquaral (figuras 6 e 7B) está sobre uma disconformidade (D4) e é, ao mesmo tempo, uma superfície de máxima inundação (SMI-4). Em alguns locais centímetros ou metros de arenito conglomerático separam as duas superfícies (Conglomerados Pitanga e Imbicatu). O topo da formação é também uma superfície de erosão. Desta forma, a base da Formação Irati constitui o limite de uma sequência nos três sentidos. No detalhe diferem na espessura do conglomerado. A questão surge em virtude do fato de que grande parte das sequências sedimentares correspondem a depósitos realizados acima do nível de ação das ondas (por exemplo, sistemas de planície de maré, deltaicos e continentais). A elevação do mar provoca erosão por ondas na planície de maré e então uma disconformidade surge. A rápida transgressão em superfície quase horizontal retrabalha quase instantaneamente os depósitos pré-existentes, com processos de alta energia (por exemplo os níveis L1, L2, L3 e L4, na Formação Tatuí; de Soares, 1972b ou M, N, O na formação Teresina de Soares, 1972a). Em consequência, a elevação do nível do mar implica aumenta de energia na sequência sedimentar, contrariamente às sequências plataformais. O objetivo maior na análise de sequências é a caracterização dos principais fatores primários na evolução da bacia sedimentar: flutuação do nível do mar, tectônica da área-fonte e da bacia, e de fatores climáticos (temperatura, umidade). A arquitetura das sequências permite identificar níveis de correlação em toda bacia ou marcadores de curta duração e também variações regionais e locais. Consequentemente, efeitos tectônicos no interior da bacia podem ser mapeados. A variação no conteúdo da sequência, permite identificar variações no suprimento, e na tectônica da área-fonte, e ainda as variações nos fatores climáticos.

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MA – Marília CA – Caiuá PI – Pirambóia (inf. e sup.) SA – Serra Alta TT – Tatuí

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AD – Adamantina

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SA – Santo Anastácio

SG – Serra Geral

BO – Botucatu

RR – Rio Do Rasto

TE – Teresina

AS – Assistência TI – Tietê

TQ – Taquaral CP – Capivari

Figura 7A. Diagrama espaço-tempo ou carta cronoestratigráfica no flanco Nordeste da Bacia do Paraná (Modif. de Soares e Landim, 1973). Relação entre unidades litoestratigráficas, sequências deposicionais (Vail), sequências estratigráficas genéticas (Galloway). D==> Disconformidade; SMI (P ou T)==> Superfície de máxima inundação (Permiano ou Triássico). Os conceitos são definidos pelos seus limites.

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Figura 7B. Representação diagramática da concepção de Sequência Gradacional, definida pelo seu conteúdo litológico (mineralogia, textura e estrutura) e pela sequencialidade. Os sucessivos níveis de sequencialidade estão presentes, desde a unidade de sedimentação centimétrica (A), passando pelo seu empilhamento, com a formação de uma fácies métrica, o arranjo de diferentes fácies, produzindo a sequência de fácies (B), e uma sucessão repetitiva de sequência da fácies, compondo a sequência gradacional (C). Várias formas de relacionamento entre sequências gradacionais (S1, S2, S3, S4 e S5), sequências deposicionais genéticas (SDG, Galloway), sistemas deposicionais e discordâncias estão representadas em (C) e (D).

As variações verticais e laterais de sequências gradacionais, permite definir o principal controle nesta variação (figura 8). A abrupta superposição de sequência gradacional granocrescente por outra de mesmo padrão é indicadora de que o processo gerado foi por ascensão do nível do mar, que

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apresenta alta velocidade de mudança. Uma mudança gradativa, para sequência granodecrescente, indica espaço gerado pela subsidência, ou seja, tectônica no interior da bacia. O balanço entre espaço gerado para acumulação, por subsidência ou flutuação do nível do mar, e suprimento, por soerguimento das áreas-fonte ou variação climática, pode ser investigado. Esta técnica foi usada na análise de sequências, objetivando definir eventos de tectônica sinsedimentar. Os resultados serão apresentados no capítulo 6.

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Figura 8. Representação do conceito de sequência degradacional progradacional e agradacional, com referência à variação do nível de energia cinética do macroambiente (decrescente, crescente e estável), durante o tempo de gradação (grading time); significado das relações laterais e verticais, como reflexo das velocidades de suprimento (tectônica na área fonte), subsidência (tectônica na bacia) e variação do nível do mar.

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ANÁLISE ESTRUTURAL Os modelos analíticos de assembleias de estruturas apresentam-se bastante consolidados. As estruturas tectônicas intraplaca em geral são estruturas simples, mesmo quando tem uma longa história deformacional. O principal problema no estudo destas estruturas é a cobertura por depósitos mais recentes e menos deformados. As estruturas geradas em bacias cratônicas são induzidas por movimentos que envolvem o embasamento rígido. Isto é uma característica generalizada de estruturas de interesse tectônico e exploratório (Soares, 1983). Apesar de apresentarem grande extensão, são estruturas com deformação pequena. Falhamentos com pequenos deslocamentos são as feições mais frequentes. Sobre estes falhamentos ocorrem estruturas tipo cobertura "drappe". O falhamento progride para cima através de um leque de fraturas, ao longo dos quais são acomodados os deslocamentos. Este leque de fraturas pode ainda progredir para cima, transformando-se em flexura, de tal forma que nos níveis mais superficiais, o rejeito total é compensado nesta flexura. Os modelos geométricos de falhamentos, com suas estruturas, são bastante conhecidos. Entretanto, a cinemática no desenvolvimento destas estruturas, bem como a energia motora desta deformação permanece uma incógnita. Muitos preconceitos e modismos se misturam na investigação destas feições estruturais. Durante muitos anos a ideia de estruturas passivas, tipo altos topográficos soterrados, esteve presente. Posteriormente, no Brasil, predominou a cultura de falhas de gravidade associadas a uma tectônica de reativação de plataforma. Em 1974, chamamos a atenção para o fato de que as estruturas da Bacia do Paraná correspondiam a um encurtamento de cobertura e de seu embasamento. Mais, que as falhas encontradas eram subverticais, sendo várias com rejeitos mergulho acima (Soares, 1974). Em 1981, em decorrência do estudo da evolução geométrica de bacias intracratônicas, aplicado às bacias do Paraná e Amazonas, concluimos que falhas compressionais deviam predominar na história destas bacias (Soares, 1981). A investigação de estruturas em superfície nas áreas de basalto, em 1981-83, revelaram que a maior parte das microestruturas era indicadora de tectônica compressional (Soares et al., 1981). Os

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estudos mais recentes de tensões intraplaca acumularam evidências de sítios compressionais, com predomínio das tensões máximas e mínimas no plano horizontal (Gay, 1980), para níveis de poucos quilômetros de profundidade. O principal modelo deformacional que se ajusta às observações em áreas intracratônicas é o de transcorrências de pequenos deslocamentos. Esta movimentação lateral de blocos no embasamento, fratura, desloca e corruga a cobertura, numa faixa tão larga quanto à espessura da zona rúptil na litosfera. As direções mais próximas ao máximo cisalhamento sofrem maior deformação, tanto no caso de compressão como de distensão. Dobras escalonadas suaves, sob a forma de domos elípticos, mais ou menos alongados em função do deslocamento lateral no embasamento, se desenvolvem sobre, ou ao lado, da zona de transcorrência, com eixos oblíquos entre 20o e 45o. Fraturamentos sintéticos, antitéticos e distensionais se desenvolvem, tal como previsto em inúmeros modelos. Este modelo de assembleia de estruturas é o mais ajustado hoje para o estilo de estruturação observado. Entretanto, o estiramento generalizado da litosfera continental também é um fenômeno perfeitamente documentado no presente e no registro geológico de várias épocas no passado. O modelo de rifteamento precursor em bacias intracratônicas ainda permanece com forte apelo, na falta de uma explicação mais consistente para a subsidência do interior das placas litosféricas. Em decorrência, o modelo de tectônica de rifte poderia estar presente na fase inicial da história da bacia. No decorrer da investigação tectônica veremos que em ambos os sistemas deformacionais, as estruturas presentes na bacia são de pequenos deslocamentos, embora se desenvolvam sobre grandes extensões. Os trabalhos relatados neste texto juntam os resultados de um longo período de investigações estruturais na Bacia do Paraná, reavaliados de forma integrada. Desta forma, os procedimentos analíticos envolveram: 1. análise morfoestrutural, desde o regional, na escala 1:250.000, até o detalhe, na escala 1:25.000. Alguns resultados destes trabalhos foram publicados (Soares et al. 1981;1982). 2. mapeamento

geológico-estrutural,

com

contorno

em

horizontes

guia

e

em

horizontes fantasmas nos basaltos; 3. análise de fraturas, especialmente na região Pitanga-Cândido de Abreu-Quatiguá (Nogueira Fº, in Soares, 1991), visando definir a cinemática das falhas;

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4. análise de mapas e perfis aeromagnéticos, com traçado de

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elementos estruturais

(lineamentos, zonas homólogas, etc.), e interpretação de direção e mergulho de falhas profundas (Constantino, in Soares, 1991); 5. análise sismo-estrutural, em seções sísmicas cedidas pelo consórcio Paulipetro e pela Petrobrás, especialmente nas zonas de maior estruturação, visando definir a geometria das estruturas em corte; 6. análise de mapa gravimétrico, com os mesmos procedimentos analíticos da análise morfoestrutural, visando definir a organização dos blocos crustais sob a bacia. 7. análise estatística da distribuição regional de elementos incompatíveis nos basaltos (Baggio, in Soares, 1991), visando identificar províncias litosféricas diferentes nos blocos do embasamento; 8. análise variográfica de espessuras visando definir controles estruturais na sedimentação (Soares, 1988).

Também aqui está subjacente o paradigma de que as estruturas presentes em qualquer região constituem sistemas naturais auto-organizadores, desempenhando uma função de transferência de matéria e energia mecânica, em desequilíbrio no macroambiente. Diversas ordens hierárquicas são consideradas: a da microfratura do cristal, a fratura da rocha, a da falha multiestratal, até a da megafalha litosférica, em deformações descontínuas. As falhas multiestratais constituem os sistemas individuais básicos, objetos da geologia. Desta forma, quando nos referimos a sistema de transcorrência, estamos associando já uma população de falhas de rejeito direcional e de mergulho e dobras escalonadas, cuja organização espacial e dinâmica estão inteiramente interdependentes. Esta é a principal razão pela qual o estudo de uma população de fraturas pode revelar a organização e dinâmica do sistema ao qual elas pertencem. Ou, reconhecendo-se o sistema, prever a distribuição e dinâmica dos seus componentes. Não devemos proceder à investigação das estruturas dentro da análise sistêmica, apenas deixando registrado esta concepção de estruturas geológicas, como o registro fóssil de partes de um sistema dinâmico deformacional.

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BASE DE DADOS A principal base de dados para análise de bacias terrestres continua sendo constituída por perfis litológicos e geofísicos de poços, devido a pouca resolução da sísmica. As seções sísmicas tem função especial na análise estrutural. Outros documentos geofísicos, como aeromagnetometria, são importante fonte de dados para análise estrutural. Cartas gravimétricas são ainda muito pouco informativas na região da bacia. Mapas geológicos de superfície, perfis litológicos e seções geológicas de campo constituem documentação imprescindível, numa bacia com extensa faixa aflorante como a do Paraná. A base de dados utilizada será revista sumariamente.

1. Perfis de poços para petróleo

Constituem a melhor base de informações sobre a bacia. Entretanto, são em pequeno número, considerando a extensão da bacia, e estão concentrados no flanco sudeste. O flanco oeste apresenta uma carência comprometedora, especialmente para as unidades inferiores. Na parte central também o número de sondagens é francamente insatisfatória. Isto representa uma restrição à definição da geometria da bacia. Todos os poços em forma de perfis compostos e de listagem de dados litológicos por poço, foram investigados para o desenvolvimento das ideias e consolidação de resultados apresentados neste trabalho. Nos últimos três anos, esta análise centrou-se sobre seções que atravessam importantes estruturas da bacia.

2. Perfis de furos para carvão, urânio e água

Existe uma disponibilidade relativamente grande de perfis litológicos e geofísicos de furos realizados para prospecção e pesquisa de carvão em toda a borda leste da bacia, na maioria realizados para o Departamento Nacional de Produção Mineral, mas também de empresas estatais e privadas. Nas regiões carboníferas, a densidade de informações é relativamente grande, e tem sido objeto de estudos integrados por vários pesquisadores, como por exemplo, Cava (1986) no Estado do Paraná e Aborrage e Lopes (1986) para toda a borda leste.

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Os furos para pesquisa de urânio estão concentrados na parte norte do Estado do Paraná, permitindo estudo detalhado de fácies (Saad e Morrone, 1971) e de estruturas. Dados de sondagens para água subterrânea são abundantes no Estado de São Paulo, disponíveis no Departamento de Águas e Energia Elétrica, especialmente na área de cobertura do Grupo Bauru. Estes dados foram utilizados em várias investigações tanto de fácies como de estruturas pós-basalto.

3. Mapas Geológicos A cartografia geológica da bacia, tal como é apresentada hoje resulta de programas expeditos de reconhecimento regional, com mapeamento essencialmente fotogeológico na faixa de afloramentos de rochas sedimentares: Tommasi e Roncaratti (1971), no sul de S. Catarina e Rio Grande do Sul; Guazelli e Feijó (1971), em Santa Catarina; Andrade e Soares (1970), no Paraná; Vieira e Maingue (1972), no norte do Paraná e sudeste de São Paulo; Andrade e Soares (1971) no centro-leste de São Paulo; Soares e Landim (1973) no nordeste de São Paulo; Gonçalves e Schneider (1971) no Mato Grosso. Soares et al. (1974), Landim e Soares (1974) e Suguio et al. (1977), Soares et al. (1978), relataram programas semelhantes no interior do Estado de São Paulo. Constituíram uma inegável contribuição ao conhecimento geológico regional, pois até hoje continuam sendo os mapas-base para compilações geológicas (DNPM, 1985); Mineropar (1989). Apesar de pioneiros, são mapas muito pobres em informações geológicas, quando confrontados com a necessidade atual e com a disponibilidade de conceitos na moderna geologia. A grande falta de que se ressente nestes mapas é a sua deficiência na caracterização estrutural da região. Isto representa um vazio no conhecimento geológico da bacia.

4. Mapas Morfoestruturais Estes mapas na escala 1:500.000 fazem parte de um extensivo estudo em convênio IPT-INPE para o consórcio CESP-IPT. Além do traçado dos elementos morfoestruturais em imagens de satélite (Landsat III) e radar (Radambrasil), foi feita uma integração com dados de geologia de superfície. Os resultados destes trabalhos, incluindo os mapas finais estão em Soares et al. (1982a).

5. Mapas Aeromagnéticos

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São mapas na escala 1.50.000 (Projeto Rio Iguaçu) obtidos para o Consórcio CESP-IPT, com curvas de contorno de campo total.

6. Seções Sísmicas As seções sísmicas utilizadas resultam de dados adquiridos e processados para o Consórcio CESP-IPT. Restringiu-se ao trabalho com seções na área de Cândido de Abreu, Chapéu do Sol, Laranjeiras do Sul, buscando investigar a geometria em corte das estruturas. Constituem seções de baixa resolução. Atualmente estão sendo obtidas seções de qualidade resolutiva muito boa, porém não chegamos a utilizá-las.

IV – ARCABOUÇO ESTRUTURAL BLOCOS LITOSFÉRICOS O mapa gravimétrico do continente sulamericano (DMAAC, 1977) foi analisado com vistas a se detectar uma compartimentação litosférica de blocos. As suturas entre estes blocos são marcadas por anomalias e descontinuidades com grande comprimento de onda, nos valores Bouguer. A região de interesse com os contornos gravimétricos é apresentada na figura 9a. Os principais elementos de análise para fins de interpretação estrutural são os arranjos morfoestruturais do relevo gravimétrico: 1o. brusca

flexão

com

concentração

de

curvas – traços

de

importantes

descontinuidades, com separação lateral de blocos; 2o. faixa com concentração de curvas (modificação no gradiente) traço de importantes descontinuidades com separação na vertical de blocos. 3o. eixos de anomalias positivas ou negativas – traço de zonas sobrelevadas ou abatidas do embasamento crustal. Estes elementos foram traçados, com base apenas em suas formas geométricas, sem presunção de significado geológico ou geofísico (fig. 9b). Em segundo lugar, desconsideramos aquelas anomalias que poderiam ser explicadas apenas pelo efeito do relevo orográfico retirado na correção Bouguer. A interpretação geológica destas relações implica fundamentalmente em atribuir idade para as entidades mapeadas. Se os eventos mais jovens de mais fácil identificação geológica não explicam as

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feições, vamos sucessivamente atribuindo a sua existência a eventos mais antigos. Fazemos então uso da informação geológica disponível, associando-as coerentemente às feições. O mapa analítico gerado mostra boa correspondência com alguns elementos conhecidos: o baixo gravimétrico associado à faixa Espinhaço; o alto gravimétrico na parte centro-oeste da bacia, coincidente com o eixo de maior espessuras dos basaltos; o baixo associado com a região das bacias marginais deformadas pré-andinas, com deslocamentos oblíquos em falhamentos nordeste. A interpretação geológica apresentada na figura 9c mostra os principais megablocos estruturais. Em primeiro lugar, consideremos as faixas marginais neoproterozóicas, empurradas sobre o continente, na Serra Pampeana Boreal e Meridional (conforme Ramos, 1988). Aí entre duas frentes de empurrão paleozóicas ocorrem rochas de idade vendiana, deformadas e intrudidas por granitos, com indicações de vergência para leste (Salfiti et al., 1974).

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Figura 9. A – Mapa Gravimétrico Bouguer da América do Sul, parcial, segundo DMAAC (1977; contornos em 100 50 40 30 20 10 0 –10 –20 –30 –40 –50 –100 –200 ... mgal); B – Mapa de análise morfológica dos contornos: 1-gradiantes anômalos; 2-alinhamentos com separação de gradientes anômalos; 3-eixos de anomalias negativas; 4-eixos de anomalias positivas; 5-zona de maior espessura conhecida de basaltos da Bacia do Paraná; 6-limite de afloramentos da Bacia do Paraná.

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C – Interpretação estrutural e geotectônica: 1-cinturões de transcorrência; 2-limites indefinidos de blocos; 3-margens cavalgantes de blocos litosféricos na colisão neoproterozóica; 4-faixas de acresção metamórficas; 5-limites de maior espessura crustal; 6-bacias de foreland vendianas; 7-aulacógenos ou faixas de dobramento; 8-mergulho da sutura; 9-espessamento crustal paleozóico e mesozoico.

A ligação entre a faixa pampeana meridional, constituída por rochas metamórficas neoproterozóicas, com a faixa Paraguai é uma possibilidade que está sob investigação. Um aspecto interessante que se ressalta no mapa é a anomalia oblíqua nordeste que cruza a parte noroeste da Bacia do Paraná e se alinha com o deslocamento na faixa andina. Baldis et al. (1990) já ressaltaram a propagação de algumas estruturas nordeste, desde a Precordilheira Argentina, pelo interior do continente de Gonduana. Outra importante anomalia oblíqua atravessa a bacia e se estende até outro deslocamento preandino, passando pelo ponto de coordenadas 60 e 30 S. Tais descontinuidades litosféricas podem ter tido papel importante na organização geométrica da Bacia do Paraná e em sua evolução, constituindo as principais zonas de concentração de tensões transmitidas para o interior do cráton, a partir de suas margens. Em segundo lugar, chama a atenção à faixa de baixos gravimétricos na faixa centro-leste da bacia. Esta faixa coincide com uma zona de sutura litosférica por nós interpretada a partir de dados de subsuperfície na bacia e superfície no embasamento aflorante (Soares, 1988). Um terceiro aspecto bastante notável é a zona de altos gravimétricos na parte sudoeste da bacia, em parte se sobrepondo ao Arco de Assunção e se estendendo ao oeste do Rio Grande do Sul. No mapa da figura 9c a letra B chama a atenção para uma possível ligação do cinturão Paraguai-Araguaia com a Faixa Brasiliana do Rio Grande do Sul, semelhante ao que foi sugerido por Ramos (1988), apesar de considerarmos esta ligação altamente improvável por não mostrar indícios no Uruguai, onde estaria aflorante. O arcabouço de blocos crustais sob a bacia fica então definido por uma faixa metamórfica neoproterozóica a sudeste e noroeste, um bloco cratônico central e falhamentos nordeste.

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O EMBASAMENTO DA BACIA O embasamento da Bacia do Paraná está constituído por uma série de blocos que foram soldados no processo colisional brasiliano. Faixas metamórficas com elevada deformação, embutidas entre faixas crustais intensamente envolvidas em processos magmáticos, e margens cratônicas preservadas de fenômenos termais, marcam estas zonas de sutura. O intenso encurtamento presente nas supracrustais metamórficas, revelam um encurtamento superior a 70% nas faixas Porongos, Tijucas, Apiaí, Uruaçu e Paraguai, nos flancos expostos da bacia. Em alguns casos, reentrâncias e saliências nas bordas dos blocos em colisão, provocaram ajustes laterais através de sistemas de transcorrência (Soares, 1988; Soares et al. 1990), como o sistema costeiro Cubatão-Caucaia-Lancinha-Serra do Mar, o sistema interior Jacutinga-Incofidentes-Ouro Fino e o sistema sulino Major Gercino-Canguçu. As faixas Porongos e Tijucas (cinturão Dom Feliciano), Apiaí (cinturão Ribeira), Paraguai (cinturão Paraguai-Araguaia), visivelmente se estendem sob a Bacia do Paraná. Da mesma forma as falhas transcorrentes. Disto emergem várias questões: Como estes elementos megaestruturais se interrelacionam no espaço sob a bacia, no sentido de compensar os movimentos de convergência litosférica, que eles mostram em suas faixas aflorantes? Quais são seus posicionamentos espaciais, direções e mergulhos? A abordagem deste problema exige uma integração de dados provenientes de várias áreas de conhecimento e diversos métodos, no sentido de restringir as possibilidades e chegar a respostas mais prováveis. Diversos autores definiram certas relações entre a bacia e seu embasamento: a geometria em planta (Almeida, 1980), faixas morfoestruturais, magnéticas e estruturação sinsedimentar, (Soares, et al., 1982), províncias geocronológicas (Cordani et al., 1984) lineamentos e falhamentos (Zalán et al., 1987). A integração de dados e informações oriundas de diversas fontes, foi apresentada por Soares (1988) e é revista brevemente aqui, na figura 10. Algumas importantes dúvidas são discutidas a seguir. O mapa da figura 11 contém os principais elementos de referência para a discussão. O mapa contém uma síntese dos principais lineamentos estruturais com história tectônica reconhecida. A terminologia adotada é a mesma de Soares et al. (1982). Não foi adotada a terminologia de Zalán et al. (1987a) em virtude da dificuldade de se determinar a identidade dos mesmos. Estes lineamentos representam na verdade, largas faixas estruturais, com até 30 km de largura.

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Figura 10. Principais elementos estruturais e blocos litosféricos formadores do Embasamento da Bacia do Paraná (modif. de Soares, 1988): 1-arcos magmáticos; 2-limite e mergulho da zona de sutura, bloco superior; 3-faixas metamórficas de acresção; 4-(a) bacias de foreland vendianas e (b) riftes pós-orogênicos, com vulcanismo; 5-limite aflorante da Bacia do Paraná; 6-Poço para petróleo (algumas referências); 7-limite crustal América do Sul África.

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Figura 11. Localização

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dos

principais lineamentos e poços usados e discutidos no texto.

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Desta forma, estes grandes lineamentos são o reflexo morfológico de uma população organizada em série de lineamentos menores em sucessivas ordens de grandeza hierárquica, até o pequeno feixe de fraturas na rocha. Quase todos os lineamentos traçados no mapa, nas direções médio Ivaí e Piquirí correspondem a lineamentos magnéticos de pequeno comprimento de onda, ou de fonte rasa, com diques de diabásio associados. As direções Pitanga correspondem a largas faixas, anomalias fracas com grande comprimento de onda (30 Km), o que significa fonte profunda, devendo corresponder a feições do embasamento. Uma aproximação maior do conteúdo destes lineamentos será apresentada na parte de tectônica. As litologias principais de rochas consideradas do embasamento da bacia também são apresentadas junto aos poços em que foram cortadas. As faixas de sutura estão inferidas sob a bacia, correspondendo à borda do bloco cavalgante e do cinturão metamórfico. 1o. A continuidade da Faixa Paraguai sob a Bacia

Na discussão sobre o arcabouço estrutural, chamamos a atenção para os principais blocos que compõem o embasamento e em especial para as duas alternativas de ligação da Faixa Paraguai-Araguaia para sul: ligação com a faixa Pampeana Ocidental, sob o Chaco Boreal, ou com o cinturão Dom Feliciano, faixa Porongos, sob a Bacia do Paraná. A primeira alternativa, apontada por Soares (1988), implica em que o bloco Paraná tenha continuidade com o La Plata, sob a Bacia. A segunda foi indicada por Ramos (1988), mostra o bloco Paraná separado do La Plata por falhamento de transcorrência, pela qual a faixa Paraguai se ligaria com o cinturão Dom Feliciano, no Uruguai. A definição da posição geográfica desta descontinuidade litosférica tem grande importância na compreensão da evolução e mesmo na predição de estruturas sob a bacia. Os dados sobre o embasamento são ainda insuficientes para uma conclusão consistente. O mapa gravimétrico continental apresentado na figura 5a é muito pobre em resolução para apresentar argumentos satisfatórios. Elementos lineares de anomalia gravimétrica aparecem tanto em favor de uma como de outra alternativa. A forte anomalia de gradiente, na margem oeste da bacia, junto ao arco de Assunção, se estendendo para sul e sul-sudeste, até o Rio Grande do Sul poderia representar a ligação com a faixa Ribeira e Porongos, ou ser um elemento estrutural posterior, associado à própria evolução da bacia.

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A fraca anomalia oblíqua a norte de Assunção poderia representar a ligação com a faixa Pampeana, ou ser um falhamento da margem para o interior do bloco. Da mesma forma que a faixa Paraguai-Araguaia, a faixa Pampeana Oriental deve ter continuidade, para que o encurtamento crustal associado possa ser compensado lateralmente. A transcorrência constitui este meio de compensação onde uma faixa de convergência fica descontínua. Nas figuras 9 e 10, mantemos o falhamento transcorrente entre Assunção e Cuiabá Paulista (CB), como o meio de ligação entre as duas faixas. A região por onde passa o falhamento é inteiramente coberto por rochas fanerozóicas, na maior parte cenozóicas. Antes de esta hipótese ser considerada, haviam sido mapeadas, no interior da bacia, sobre rochas mesozoicas, por elementos morfoestruturais e magnéticos, duas faixas estruturais principais, com direção N50-60E (fig. 11): mais a sul, designada PT-5 (Soares et al., 1983), situa-se no noroeste do Estado do Paraná, entre os furos de Altônia (AN-1-PR) e Rio Ivaí (RI-1-PR). Em paralelo com esta, ocorre a faixa PT-6, cerca de 50 Km a norte, passando no sudoeste paulista, próximo a Presidente Prudente, e se estende em direção ao furo ASU-1 (Paraguai), com traço sobre trecho do rio Iguatemi. Esta faixa estrutural PT-6 separa os dois núcleos de rochas precambrianas no Paraguai: Apa, a norte, e Tebiquari, a sul. Estes dois núcleos apresentam entidades litológicas e estruturais que os caracterizam como terrenos com diferente evolução: cobertura de margem cratônica no vendiano (Grupo Corumbá) no norte, em contraposição a granitogênese e vulcânicas a sul. Estas características indicam distintos posicionamentos em relação a uma zona de convergência. Estas diferenças, embora indicativas da translação lateral direita da faixa Paraguai, não são suficientes para indicar uma continuidade para sudoeste e ao invés de para sudeste. As diferenças geológicas a norte e sul, também na faixa de afloramentos da cobertura Fanerozóico, são significativas em termos de evolução histórica diferenciada: 1o. A sequência ordovicio-siluriana, bem exposta a sul (grupos Caacupé e Itacurubi), não aflora a norte; 2o. O Grupo Cerro Corá (Neocarbonífero e Eopermiano) apresenta faciologia diferente: pelítico e diamictítico cinzento, com pequenas espessuras, a sul (Fm. Coronel Oviedo), e arenoso e avermelhado (Fm. Aquidaban) a norte; 3o. O pacote meso e neopermiano (Fm. Independência) ocorre somente a sul.

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Esta zona onde ocorrem tão fortes mudanças, no Paraguai, uma faixa N60-70E com cerca de 50 km de largura, passando entre Assunção-Salto Guaira e Rosário-Iguatemi, é uma consistente hipótese, pelo menos, para posicionar uma descontinuidade crustal ou litosférica para compensação, ou mesmo continuidade, das deformações precambrianas entre o cinturão Paraguai e a faixa Pampeana Oriental. 2o. A continuidade da Faixa Apiaí Uma outra questão que surge, diante da concepção de blocos do embasamento, apresentada nas figuras 8c e 9, é a continuidade da faixa Apiaí, no sudeste da bacia. Esta faixa é considerada como uma bacia de retroarco deformada, do ciclo brasiliano (Soares, 1987). O arco está representado pelo conjunto de complexos batolíticos, tipo Cunhaporanga, Três Córregos e Agudos Grandes, com direção de alojamento N20-30E. Neste caso, deve existir, a oeste do Cunhaporanga, uma faixa de sutura entre o bloco Joinville e o bloco Paraná, sob a bacia do Paraná. As rochas de embasamento cortadas por sondagens da Petrobrás e Paulipetro e as informações geocronológicas apresentadas por Condani et al. (1984), mostram boa consistência com esta hipótese de sutura no embasamento da bacia apresentada por Soares (1987-1988). Rochas metamórficas de grau médio e baixo ocorrem em uma faixa N10-20E (RCH-1-SC, RD-1-RS, AL-1-SC, CS-1-PR, MO-1-PR). Esta faixa está ao lado de outra formada por rochas graníticas, no nordeste do Rio Grande do Sul e leste de Santa Catarina (MR-1-RS, SJ-1-SC, PU-1-SC, etc), com idades convencionais Rb-Sr e K-Ar indicadoras do ciclo brasiliano. A faixa Apiaí é extremamente deformada pelas falhas transcorrentes, posteriores à tectônica de cavalgamento (Soares, 1987; Fiori, 1991; Fassbinder, 1990; Sadowsky, 1991), com transporte lateral direito, dos arcos magmáticos, por centenas de quilômetros. A granitogênese típica de arco magmático da região ocorre sistematicamente a sudeste destes falhamentos e da faixa metamórfica, indica que o bloco Curitiba-Joinville cavalgou sobre o bloco central ou Paraná, deixando embutida entre eles, a faixa metamórfica referida acima, que aflora no escudo Sulriograndense. No interior da bacia, esta faixa é interceptada a norte por um pressuposto cinturão de transcorrência, que se prolonga no sistema de falhamentos de Jacutinga (Soares et al. 1982; Soares, 1988). Diversos argumentos podem ser levantados a favor desta proposição: anomalias magnéticas de fonte profunda, anomalias gravimétricas, distribuição das litologias do embasamento, etc.

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O mapa gravimétrico continental da figura 9a, sua análise (9b) e interpretação (9c), mostram um baixo gravimétrico, arqueado, côncavo para leste, na parte centro-ocidental da bacia, que corresponde à resposta geofísica desta zona de sutura. Mapas geofísicos regionais, porém mais detalhados (Mantovani et al. 1989) revelam baixos gravimétricos Bouguer, descontínuos, acompanhando esta faixa. Também os mapas magnéticos revelam faixas anômalas com grande comprimento de onda (10-20 km), com direção nordeste. Um exemplo destas faixas anômalas aparece bem na região de Cândido de Abreu, no Paraná, porém será discutido posteriormente, no exame da influência desta megaestrutura na evolução da bacia. 3o. Bloco Paraná: os basaltos como indicadores Outro argumento investigado e de interesse na divisão de províncias ou blocos no interior da bacia é o comportamento geoquímico dos basaltos da bacia. Como os basaltos são o resultado de fusão do manto litosférico, ou mesmo crosta inferior, poderiam apresentar assinaturas diferentes se originados por fusão de blocos diferentes. O argumento foi investigado com mais detalhe (Baggio, in Soares, 1991), a partir dos dados geoquímicos fornecidos por A.J.R. Nardy (1990, com. escr.). Bellieni et al. (1984) definiram duas províncias distintas geoquimicamente de basaltos na Bacia do Paraná: basaltos alto e baixo-TiO2, com distribuição, respectivamente, a Nordeste e Sudeste na bacia. Aqueles autores consideraram o Arco de Ponta Grossa como o elemento possivelmente separador das duas províncias. Entretanto diversos autores consideram que províncias discriminadas por baixo e alto Ti (Bellieni et al., 1986; Correia e Girardi, 1989) correspondem a mantos de composição diferente. Em razão disto, a presença de dois blocos litosféricos, separados pela zona de sutura na parte centro-ocidental da bacia, poderia ser detectada pela distribuição dos basaltos Ati e Bti. Para avaliar imparcialmente a direção e posicionamento da zona de discriminação das duas províncias, utilizamos o procedimento de análise de tendência dos dados de Ti, Zr e Y. Utilizamos apenas os resultados obtidos em basaltos, discriminados pelo seu teor de sílica. Como para vários furos para petróleo, foram feitas determinações em diversos níveis da Formação Serra Geral, e como a distribuição dos dados é muito heterogênea em densidade, procedemos a uma regularização dos dados: para cada bloco de 1o x 1o , calculamos as médias dos teores de todas as análises de basaltos e posicionamos o dado no

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centro da cela. A análise de tendência foi realizada sobre esta base de 54 valores de médias, resultantes de 354 resultados analíticos. Os resultados são apresentados nas figuras 12, 13a, 13b e 14. Na figura 12 verifica-se o bom ajuste das curvas de tendência de Ti, com as margens conhecidas do Bloco Paraná, junto às faixas do Paraguai, Uruacú-Brasília, Apiaí e Tijucas. A superfície de 4o grau explica bem a distribuição geográfica dos valores, 74,4%. O Bloco Paraná aparece bem caracterizado como o bloco litosférico com manto enriquecido em Ti. Apesar do bom ajuste com a hipótese de um bloco litosférico diferenciado sob a bacia, duas questões permanecem: a continuação da faixa Paraguai para sul, aparentemente não corresponde a deslocamento nas linhas de tendência e, segundo, a borda sudeste do bloco não se mostra claramente. A região sudeste da bacia é a que apresenta mais dados, em razão disto vamos examinar com maior aproximação. Na figura 13a, o mapa de grau 2 reforça a importância da estruturação transcorrente na delimitação do bloco. Quando se retira o efeito dos altos valores atribuídos ao bloco Paraná, tratando-se os resíduas da superfície de 1o , com uma superfície de 2o , verifica-se novamente a grande influência da direção nordeste. As curvas aparecem quase coincidentes com os lineamentos que são transcorrências no embasamento aflorante. Usando-se o Zr, obtém-se praticamente os mesmos resultados do Ti, como pode ser visto na figura 14.

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Figura 12. Distribuição dos teores de TiO2 nos basaltos da Bacia do Paraná ajustados por uma superfície de 4o grau. O bloco Paraná se caracteriza por apresentar altos valores de Ti nos basaltos.

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Figura 13 A. Correlação do limite basaltos Alto Ti x Baixo Ti com o cinturão de Transcorrência do sudeste, PT 3 (F. Jacutinga), PT 2 (F. Taxaquara), PT 1 (F. Lancinha-Cubatão), PT 10 (F. Guaraqueçaba), PT 11 (F. Perimbó), PT 12 (F. M. Gercino). PÁGINA 48

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Figura 13 B. Distribuição dos resíduos dos valores de TiO2 em superfície de tendência de grau 2, sobre os valores calculados na superfície de grau 1. Notar o ajuste SW-NE.

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Figura 14. Superfície de tendência sobre os valores de Zr, grau 2 mostrando altos valores no bloco Paraná e limite NE-SW para o bloco.

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É interessante notar que nenhum destes mapas de elementos incompatíveis delineia uma margem sudeste para o bloco, com direção N20-30E, que ligue a Faixa Apiaí à Faixa Porongos no Rio Grande do Sul. Deve ser ressaltado que na parte sudoeste da área examinada, os dados são muito esparsos, de tal forma que as curvas sofrem uma influência muito forte dos dados de sudeste, situados sobre a zona de intensa transcorrência. As informações examinadas permitem concluir que a distribuição de Basaltos ATi e BTi é condicionada por blocos litosféricos, com um limite bem definido NE-SW, correspondente à zona de transcorrências do Sudeste, delimitando claramente o Bloco Paraná.

V – A SEDIMENTAÇÃO E A TECTÔNICA Neste capítulo vamos relatar os resultados da investigação efetuada no registro sedimentar da Bacia do Paraná. O principal objetivo desta análise foi a identificação de indicadores de tectônica sinsedimentar : o tipo de tectônica, atuando em que tempo, em situação geográfica, de que forma afetando a bacia, e quais as possíveis causas. O que, quando, onde, como e por que, constituem as principais questões que vamos discutir. Restringiremos-nos ao objetivo principal que é a avaliação do papel desempenhado pela tectônica. Desta forma, os sistemas deposicionais, o estilo do preenchimento, a paleogeografia, não serão examinados. Devemos ter em mente que os dados são ainda limitados e muitos conceitos geológicos são fracamente estabelecidos em análise tectônica de bacias. Consequentemente, tivemos de explorar ao máximo algumas feições do registro sedimentar e certamente incluir uma carga elevada de inferências, que nem sempre foram claramente identificadas. Isto é próprio da geologia como ciência natural. A convergência e coerência dos indicadores devem ser o reforço apropriado para o grau de consistência das afirmações. A principal surpresa na análise efetuada foi a identificação de atividade tectônica nas fases iniciais e nas fases finais das sequências tectono-sedimentares, porém com reversão na cinemática das estruturas.

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As correlações detalhadas utilizaram a maioria dos perfis de poços na bacia. Nas sequências ordovicio-siluriana (Beta) e devono-mississipiana (Gama) as correlações foram executadas com a colaboração de M. Assine (Assine e Soares, 1989); na pensilvaniana-permiana (sequência Delta), trabalhamos com vários bolsistas (Rostirolla, 1988; Poppini, 1988; Baggio, 1990), cujos diferentes resultados parciais estão relatados em Soares (1991). Uma apreciação final foi apresentada também por Soares et al. (1990). Na sequência triássico-jurássica, os trabalhos foram desenvolvidos com Assine (Soares e Assine, em prep.). O REGISTRO SEDIMENTAR Na figura 15 apresentamos uma síntese diagramática das entidades estratigráficas na bacia do Paraná e de sua organização e relações espaciais. Procuramos resumir aí vários aspectos que serão discutidos ou referidos no texto. Ressaltamos as discordâncias, as relações faciológicas com o flanco oeste e a tectônica inicializadora em cada sequência tectossedimentar. Uma revisão dos dados sobre o registro sedimentar ou sobre a classificação estratigráfica ou sobre distribuição de espessuras seria repetitivo e cansativo. Alguns autores produziram longa e extensiva documentação e avaliação de dados. A série começa com Sanford e Lange (1960), após a primeira fase de perfurações e mapeamentos locais para exploração de petróleo, realizadas pela Petrobrás. Northfleet et al. (1969) retomaram a organização, análise e avaliação, durante a segunda campanha da Petrobrás, na década de 60. Muhllman et al. (1973) e Schneider et al. (1974) revisaram as informações sobre a bacia, após a Petrobrás encerrar sua segunda campanha exploratória (1972), com o objetivo de incorporar e consolidar o grande volume de informações obtido com o Programa de Mapeamento das Bacias Paleozóicas, levado a efeito pelas equipes de geólogos de superfície da Petrobrás (1968-1972). Em 1980, Fúlfaro, Gama Jr e Soares, elaboraram uma nova apreciação sobre a Bacia do Paraná, incorporando novos dados e conceitos, especialmente os obtidos nos centros de pesquisa de universidades, com o objetivo de orientar o programa exploratório do Consórcio IPT-CESP, Paulipetro. Uma revisão estratigráfica, consolidando novos dados obtidos com perfurações profundas e aplicando novos conceitos de análise estratigráfica, foi apresentada por Gama Júnior et al. (1982), enquanto Fúlfaro et al. (1983) fizeram uma nova apreciação da evolução geotectônica, e Soares et al. (1982 a e b) uma integração dos dados estruturais e morfoestruturais; estas novas informações resultaram do breve programa da Paulipetro.

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Com o objetivo de orientar a retomada da exploração de petróleo na bacia, a Petrobrás constituiu novo grupo de trabalho para reavaliação. Zalán et al. (1987a) apresentaram os resultados deste trabalho, especialmente do ponto de vista conceitual sobre o registro sedimentar e sua estruturação. Contribuições significativas foram apresentadas em análises estratigráficas por sequências: na Sequência Ordovicio-siluriana, destaca-se o trabalho de Zalán et al. (1987 b), com a definição de Formação Rio Ivaí, e de Assine e Soares (1989), revendo a divisão de Zalán et al. (op. cit.), especialmente retomando o conceito de discordância entre Siluriano e Devoniano.

Figura 15. Seção diagramática da estratigrafia da Bacia do Paraná, com as designações que, com mais frequência, serão referidas no texto (S. Dom.= São Domingos, TT= Tatui, TQ= Taquaral, AS= Assistência, IT= Itaqueri).

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Na sequência Devoniana destaca-se o trabalho de Popp e Barcellos-Popp (1986), associando bio e litoestratigrafia com paleoecologia. Na sequência permocarbonífera, novas concepções estratigráficas foram apresentadas por França e Potter (1988), da secção glacial, Gama Jr. (1981) na seção neopermiana, e Soares et al. (1980) na sequência cretácea. Nesta contribuição procuraremos centrar a apresentação naqueles temas de maior relevância para o objetivo de nossa tese. Muitas questões relativas à divisão, classificação e nomenclatura estratigráfica serão deixadas ou assumidas sem discussão, quando esta atitude não prejudicar o entendimento, a argumentação ou a comunicação. A análise de fácies também será omitida, pois não implicará em restrições à argumentação apresentada. Objetivando a separação inicial do registro sedimentar em grandes pacotes cronocorrelatos, vamos considerar as sequências tectono-sedimentares, separadas por discordâncias interregionais. Conservamos o sentido atribuído por Sloss (1963, 1988) e vamos rever alguns aspectos da concepção de Soares et al. (1978) para as sequências cratônicas da Bacia do Paraná (figuras 16 e 17). Examinaremos inicialmente as grandes discordâncias, e posteriormente as superfícies de máxima inundação, as disconformidades e as sequências gradacionais dentro de cada sequência tectono-sedimentar.

DISCORDÂNCIAS BACINAIS 1o. Discordância Pré-Neo-Ordoviciano

Na Bacia do Paraná, a principal discordância situa-se temporalmente no Ordoviciano Médio. Corresponde à primeira discordância cratônica do Fanerozóico. As rochas mais novas erodidas nesta discordância são atribuídas à sequência molássica vulcânica pós-orogênica do ciclo brasiliano. Esta sequência molássica, não dobrada, é correlata a primeira sequência cratônica (Sequência Alfa) de outras regiões, com idade Cambriana e Ordoviciana inferior (Issler, 1985; Soares, 1988).

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Figura 16 - ~Divisao em sequencias gradacionais das sequencias tectonosedimentares na BP

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Figura 17 – Seção estratigráfica no interior da bacia

O contato pode ser observado em afloramento na estrada Piraí-Arapoti no Paraná (Km 62), com depósitos glacígenos da Formação Iapó assentando-se discordantemente, com angularidade sobre os siltitos do Grupo Castro. Situação similar é descrita em Bom Jardim de Goiás entre a Formação Vila Maria e rochas vulcânicas da Formação Piranhas (Andrade e Camarço, 1982). Na maior parte da bacia esta discordância está sobre rochas do embasamento pré-cambriano, metamórfico ou plutônico. No interior, existe um número restrito de sondagens que atingiram níveis correlatos a esta discordância. Merece destaque o furo de Seara (SE-I-SC) por ter cortado uma seção

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anômala de sedimentos ordoviciano-silurianos (?) pouco deformados, em discordância fortemente angular com rochas sedimentares dobradas. Constituem uma sequência de arenitos designada Seara por Soares (1988), devendo ser correlata aos depósitos do ciclo de molassas precoces (Camarinha, Itajaí, Maricá) do vendiano. A seção não dobrada é constituída de arenitos e siltitos rosados, podendo ser correlacionada ao Grupo Caacupé; possivelmente corresponda ao arenito Eusébio Ayala como apresentados nos perfis dos poços AS-1 e AS-2, em território paraguaio (Assine e Soares, em preparação). A idade da discordância está entre as idades de riolitos de Castro (PR), Ibiúna (SC), Paranapanema (PN-I-SP), mínima de 460 Ma, provavelmente 500-550 Ma, e a idade de glaciação do limite Ordoviciano-Siluriano (425 Ma; Assine e Soares, 1989). Como sob os depósitos glaciais e sobre a discordância existe um pacote de arenitos de espessura de até 400 m (Arenito Alto Garças, Grupo Caacupé) é possível centrar-se a idade da discordância no Ordoviciano Médio. 2o. Discordância Pré-Devoniano A questão da discordância pré-devoniano na Bacia do Paraná (pré-Furnas) foi discutida por Assine e Soares (1989), revendo a proposição de Zalán et al. (1987 b). O consistente argumento da continuidade e constância da Formação Furnas, além de outros, posiciona a discordância entre o Eo-Siluriano (Eo-Llandoveriano), da Formação Vila Maria, Eo-Devoniano (Ensiano), da Formação Ponta Grossa, na base da Formação Furnas. O principal aspecto desta discordância é a descontinuidade do pacote sotoposto, submetido a intensa remoção erosiva durante a discordância, como pode ser observado nas seções estratigráficas das figuras 16, 17, 18 e 19. Poucas sondagens alcançaram esta discordância. Em muitas, a discordância separa pacotes arenosos com características similares. A cor avermelhada, frequente nos arenitos, diamictitos e siltitos, sotopostos à discordância, resultante de oxidação do Ferro, por exposição, é um bom indicador da discordância. No flanco oeste-sudoeste da Bacia, em subsuperfície (AS.1, AS.2, Paraguai), existem dificuldades ainda não superadas na identificação litoestratigráfica da discordância, apesar dos indicadores bioestratigráficos. O hiato associado à discordância situa-se entre o final do Llandoveriano (415 Ma) e, possivelmente o início do Devoniano (400 Ma).

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3o. Discordância Pré-Pensilvaniano

Esta discordância se distingue como um horizonte diagnóstico nos perfis de sondagem. Em alguns lugares da bacia tem-se dificuldades em separar os arenitos basais, flúvio-glaciais do Grupo Itararé, dos arenitos fluviais da Formação Furnas (leste do Paraná), ou os depósitos glacio-marinhos, dos regressivos da Formação Ponta Grossa (no interior da bacia). No flanco oeste, representado no perfil do furo DO-I-MT (fig. 17), uma espessa seção arenosa que tem sido atribuída ao Grupo Itararé parece ser mais apropriadamente correlata a seção Siluriana (Formação Eusébio Ayala) da faixa de afloramentos no Paraguai ou do furo AS-1, ou ainda à Formação Furnas; esta seção, com cerca de 400 m, tem sido responsável pela anomalia de espessuras nos mapas de isópacas do Grupo Itararé na área. Nesta região a discordância necessita ser mais bem investigada. A discordância pré-Pensilvaniana omite por erosão espessos pacotes da sequência Devoniana-Mississipiana (fig. 20). O início da sedimentação parece ter ocorrido no Stefaniano (330 Ma), segundo Daemon e Quadros (1970) e Millan (1975). O mais novo registro preservado da sequência inferior é conhecido no perfil do furo AP-1-PR, com idade Frasniana (Popp e Barcellos-Popp, 1986), já refletindo a regressão.

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Figura 18. Relações estratigráficas entre a sequência Ordovicio- siluriana e a Formação Furnas. Divisão em sequências gradacionais.

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Figura 19. Representação esquemática em corte das relações Furnas, Iapó e Açungui (embasamento metamórfico), junto a zona de falha da Lancinha, na Saibreira de São Luiz do Purunã, Rodovia Curitiba-Ponta Grossa: a- meta-siltito cinzento do Grupo Açungui; b- Diamictito marrom avermelhado, polimítico, matriz lamítica, seixos e calhaus facetados e estriados, de quartzito, gnaisse, filitos e siltitos vermelhos (Iapó – anteriormente era tido como Formação Camarinha); c- conglomerado branco, seixos de quartzo, estratificação subparalela inclinada (15 o, Furnas? ou arenito Alto Garças?); d- arenito branco grosseiro e conglomerático, seixos de quartzo, com estratificação cruzada e horizontal (Furnas); e- filito cinzento e vermelho, cataclástico e amarrotado. 1- contato por falha; 2- contato por superfície erosiva; 3- contato erosivo angular (discordância? diastema? downlap?); 4- blocos de arenito embutidos por falha em filitos cataclásticos; 5- contato erosivo, não conformidade. As relações mostram um tectonismo pós-Iapó, pré-Furnas e pós-Furnas.

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Figura 20. Seção geológica em painel, nivelada na discordância pré-Pensilvaniana, mostrando as paleoestruturas de idade Mississipiana. O painel está construído sobre a zona de falhas PT-3, que passa por Ca-1, MO e QT. Nota-se que as falhas correspondem a separação entre unidades pré-Furnas.Corresponde ao Falhamento Pitanga-Quatiguá, borda sudeste do Alto Paraná Central.

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4o. Discordância Pré-Triássico

No flanco sudeste, leste e parte norte da bacia, esta discordância é facilmente identificada, separando os arenitos da Formação Pirambóia os siltitos das formações permianas (Soares, 1975). Na parte central e sul a discordância separa pacotes de arenitos continentais vermelhos acima e abaixo, dificultando sua identificação. Os perfis de sondagem foram examinados com detalhes nestas regiões (centro e sul da Bacia), por Soares e Assine (em preparação). Os principais resultados são: 1o) A seção arenosa que se sotopõe à Formação Santa Maria no Rio Grande do Sul, nos furos IT e AL, foi erroneamente considerada extensão da seção mesozoica por Schneider et al. (1974); esta concepção foi estendida à Formação Rio Pardo, mapeada por Tommasi (1971), tal como havia sugerido Gamermann (1973), atribuindo a todo pacote o nome Formação Rosário do Sul; 2o) Deve ser mantido o nome Formação Rio Pardo à seção arenosa sotoposta aos conglomerados e lamitos conglomeráticos basais e lamitos da Formação Santa Maria; 3o) A discordância situa-se entre a Formação Rio Pardo (Sanga do Cabral, Tartariano ou Eo-Triássico-Scintiano; Lavina, (1988) e a Formação Santa Maria (Neo-Triássico); 4o) A seção mesozóica em toda parte central da bacia (IT-I-RS; RCH-1-SC; AN-1-PR; CB-1-SP) e no centro oeste de São Paulo, inicia-se com depósitos areno-pelíticos, com progressiva redução de finos seção acima; 5o) A seção arenosa sobreposta à Formação Santa Maria, Formação Caturrita (de Bortoluzzi, 1978), corresponde à seção exposta na Rodovia Livramento-Rosário do Sul (RS); espessa-se para norte ao longo da calha da Bacia, constituindo continuidade física da Formação Pirambóia, com cerca de 250 m no oeste do Paraná (AN-1-SP) e 400 m no Mato Grosso (DO-1-MT). Assenta-se discordantemente sobre as formações Rio Pardo (Sanga do Cabral–RS), Morro Pelado (SC, PR), Serrinha (SP), Teresina, Corumbataí (SP, MT) e Aquidauana (MT, GO); 6o) Esta seção, no sul, adelgaça-se para leste, como em Gravataí (com cerca de 80 m) e Osório (30 m), mantendo contato discordante sobre siltitos da Formação Estrada Nova, ou como de Atanásio (AO-1-RS) para Lagoa Vermelha (LV-1-RS), conforme figura 16; 7o) A seção arenosa Permiana espessa-se também para oeste, aumentando o teor em arenitos.

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As conclusões acima enumeradas satisfazem as novas informações paleontológicas obtidas por Lavina e colaboradores, indicando idade neopermiana a eotriássica para a Formação Sanga do Cabral, ou Rosário do Sul (sensu stricto) de Andreis et al., 1982, ou Rio Pardo (Tomasi, 1973) que se sotopõe à Formação Santa Maria. Ao mesmo tempo satisfaz a questão da não correlacionabilidade da espessa seção (500 m) do furo IT-1-RS), atribuída ao Rosário do Sul, com idade Triássica, por Schineider et al. (1974), que já era considerada, apropriadamente, Formação Rio Pardo, pelo geólogo do poço. Esta seção passa a ser correlacionada com a Formação Rio do Rastro, de idade tartariana até no Paraná (Barberena, 1983), porém chegando a atingir o Eotriássico (Scythiano), segundo Lavina (1988), no Rio Grande do Sul.

5o. Discordância Pré-Cretáceo

Esta discordância é ocupada pelos depósitos dunares preservados pelo vulcanismo Serra Geral, de idade eocretácica (135-115 Ma). Parece-nos razoável considerar os depósitos desérticos da Formação Botucatu, como depósitos residuais preservados não por subsidência contemporânea, mas pelo vulcanismo que o recobriu extensiva e intensivamente. A elevada maturidade textural e mineralógica (Wu e Soares, 1974), a pequena e variável espessura, a longa duração da residência do deserto (todo o Jurássico) e o subsequente vulcanismo, que deve ter sido associado com domeamento termal, são argumentos favoráveis a esta interpretação. O início do Cretáceo corresponde a uma taxa de acumulação vulcânica bastante elevada. Em alguns locais a superfície basal é erosiva, incluindo leito de conglomerados. Em outros é a superfície dunar. Ocorrem, com frequência, intercalações de arenitos eólicos entre os primeiros derrames. Entretanto, a carência de depósitos subaquosos entre derrames mostra uma região não acumuladora de sedimentos. Intensa subsidência de compensação deve ter acompanhado a acumulação vulcânica. Encerrada a atividade vulcânica, desenvolveu-se manto de intemperismo sobre a superfície pós-basalto (Landim e Soares, 1976). Depósitos flúvio-lacustres e eólicos assentam-se sobre a superfície pós-basalto do Aptiano ao Maestrichiano.

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A argumentação acima nos leva a considerar a idade da discordância no Neo-Jurássico, e a Formação Botucatu, como depósitos correlativos em trânsito ("by passing"), preservados apenas em virtude do vulcanismo subsequente.

SUPERFÍCIES DE MÁXIMA INUNDAÇÃO Vamos usar esta expressão introduzida por Wagoner et al. (1988) com sentido levemente alterado, englobando aqueles horizontes estratigráficos que refletem picos de rápida cobertura areal por água, de tal forma que a região acima do nível de base fique anormalmente reduzida na província fisiográfica. Em consequência, baixo suprimento, agradação lenta, progradação reduzida, geram pacotes delgados de sedimentos formados por decantação ou precipitação química ou superfície com prolongado contato com a lâmina d'água e intensa cimentação. Folhelhos fossilíferos no pico da transgressão, estendendo-se mesmo sobre o embasamento, são típicos destas superfícies. Depósitos lacustres, folhelhos euxínicos, chert, evaporitos, fosforitas, formações ferríferas e carvões podem ser característicos do aporte reduzido de terrígenos, se as condições macro-ambientais tiverem sido favoráveis. Consideramos como marcos estratigráficos regionais deste tipo os horizontes descritos abaixo: 1o. Siltitos basais da Formação Vila Maria

Embora tenha distribuição ampla na bacia, tem ocorrência restrita, em virtude da erosão posterior. Sua ocorrência abaixo dos arenitos da Formação Furnas e acima de diamictitos é uma posição apropriada para fácil identificação. Foi descrito inicialmente por Farias e Reis Neto (1978). É bastante fossilífero na localidade tipo, com seu conteúdo faunístico e polínico indicando idade Eosiluriana (Eo-Llandoveriano), segundo Burjack e Barcellos-Popp (1981) e Gray et al. (1985). É correlata aos folhelhos fossilíferos da Formação Vargas Penha, do Grupo Itacurubi, no Paraguai. No Paraná (fig. 18) aparece no furo de Rio Ivaí (RI-1-SP; Zalán et al. 1987 b) e na faixa de afloramento entre Arapoti e Piraí do Sul. 2o. Folhelhos Jaguariaíva

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Tem distribuição e ocorrência ampla na bacia. Ocorre na Formação Ponta Grossa, cerca de 50 m acima do contato com a Formação Furnas. É uma seção rica em folhelhos pretos, módulos sideríticos e fósseis marinhos, descritos por Petri (1956) e classificados como membro Jaguariaiva por Petri, 1967. Suas características foram revistas por Popp e Barcellos-Popp (1986); seu conteúdo faunístico inclui as comunidades Língula e Orbiculoidea, de idade ensiana-eifeliana, segundo estes autores. 3o. Folhelhos São Domingos Foram definidos por Maack (1947) e classificados como membro da Formação Ponta Grossa por Lange e Petri (1967). Suas características físicas, paleontológicas e paleoecológicas foram revistas por Popp e Barcellos-Popp (1986). No horizonte de máxima inundação ocorrem folhelhos pretos betuminosos, e a comunidade de Notioconetes. Sua idade é Givetiana-Frasniana (Mello, 1988). 4o. Folhelhos Capivari-Lontras Dentro de uma seção dominada por siltitos e arenitos finos, ocorrem folhelhos sílticos, cinzentos e escuros, com rico conteúdo em bivalves marinhos (Nuculana e Aviculopecten, entre outros); ao conjunto, incluindo depósitos glacígenos, foi dado o nome de Formação Capivari por Barbosa e Almeida (1949). Na seção da figura 16 foi feita tentativamente uma correlação acompanhada por horizontes de depósitos glaciais. Corresponde ao horizonte SMIP-2 da fig. 7A. Estende-se assim o horizonte para o interior da bacia, e para sul, ligando-se também ao folhelho Lontras, conhecido no Estado de Santa Catarina. Este folhelho corresponde ao topo da Formação Campo Mourão como definida por França e Potter (1988) e base do Rio do Sul. A idade desta superfície situa-se no início do Sakmariano; posiciona-se logo acima do carvão de Monte Mor, no Estado de São Paulo, do limite Pensilvaniano-Permiano (Millan, 1975).

5o. Folhelhos Passinho-Guaraúna-Teixeira Soares-Budó

No Estado do Paraná são facilmente reconhecíveis por seu caráter cinza azulado e conteúdo fossilífero, tendo sido designado Formação Passinho, por Loczi (1964). Ocorrem no topo do Grupo Itararé, próximo ao topo da Formação Rio do Sul, sobre o último pacote glacial. Correlacionamos com a

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seção pelítica terminal do Membro Chapéu do Sol da Formação Taciba de França e Potter (1988). Seu conteúdo fossilífero marinho é caracterizado por braquiópodes (Língula). No Paraná, está sobreposto aos arenitos e carvões de Ribeirão Novo (Formação Rio do Sul), do final do Sackmariano (Sommer et al. 1987) e sotoposto aos carvões de São Mateus-Imbituva, da transição Sackmariano-Artinskiano; sua idade fica assim definida no final do Sackmariano. No Rio Grande do Sul recebe o nome de Budó, com fósseis marinhos (Barcellos, 1972); em ambas regiões apresenta-se com abundante paleofauna. Não ocorre no Estado de São Paulo, embora o nível de ocorrência do euripterídio Hastimina (Mezzalira, 1961) dentro da Formação Tietê (nível SMIP4, na fig. 7A), pareça corresponder a este horizonte. 6o. Siltito Paraguaçú Corresponde aproximadamente à parte média do Membro Paraguaçú de Schneider at. al. 1974. É um nível com extensão em toda a bacia. Corresponde ao máximo da progressiva transgressão que afogou os complexos deltáicos do Membro Triunfo da Formação Rio Bonito (fig. 21). No Estado de São Paulo e em toda metade norte da bacia apresenta cores avermelhadas (situa-se abaixo dos arenitos, sotoposto ao nível SMIP-6, fig. 7A). No Rio Grande do Sul ocorrem siltitos com carvão em horizonte equivalente; calcáreos com bioturbação são comuns. Em São Paulo este nível está na base da Formação Tatuí, com excelente exposição em Laranjal Paulista. No norte do Paraná o horizonte recobre discordantemente o topo do Grupo Itararé. Em Santa Catarina ocorrem camadas com fósseis bivalves marinhos (Camada Taió), contendo aviculopectinídios (Heteropecten Catharinae, Rocha-Campos, 1970). A fórmula indica uma idade artinskiana para o intervalo (Runnegar, 1972), ou o limite Artinskiano-Kunguriano, com base em estudos de paleoflora e palinologia (Rossler, 1973; Bortoluzzi et al. 1978, Millan, 1981). Uma visão mais detalhada deste intervalo é apresentada nas figuras 22, 23 e 24. Na figura 22 a seção estratigráfica correlaciona diversas bacias carboníferas, onde trabalhos de detalhe foram desenvolvidos. O horizonte em referência situa-se na metade do pacote "f". No interior da bacia (fig. 23), este horizonte situa-se no topo do Membro Paraguaçú. Na figura 24, o diagrama apresenta uma visão sinótica das relações espaciais e temporais entre as diversas sequências.

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7o. Folhelho-siltito Palermo-Tatuí Superior Este nível ocorre a cerca de 50m acima do anteriormente descrito, no Paraná, passando a 20-25m em São Paulo. Apresenta similar separação estratigráfica em relação ao contato Irati-Palermo. Na figura 22 é possível avaliar melhor seu posicionamento. Corresponde ao topo de uma gradação progressiva para finos no interior da bacia, especialmente na parte sul (máxima transgressão). Na parte norte corresponde ao topo de nível de arenitos micáceos (nível L2 de Soares, 1972 b; nível SMIP-6, na fig. 7) onde ocorre um banco de siltitos calcíferos com abundante bioturbação; neste nível as cores passam de avermelhadas, abaixo, para cinza esverdeadas, acima. Na parte sul da bacia, corresponde a folhelhos cinza escuros, marco do pico da transgressão que provoca a construção de barras arenosas do topo do Membro Siderópolis, com redistribuição de areias deltaicas.

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Figura 21. Seção geológica em painel, nivelada na superfície de

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máxima

inundação

do

Paraguaçú (Kunguriano), mostrando as paleo-estruturas de idade Stefaniana, no Grupo Itararé. Nota-se que os mesmos blocos presentes na Figura 20, aqui mostram rejeitos opostos.

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Figuras 22 Grupo Guatá: Seção estratigráfica composta na faixa de sub-afloramento (E.v 100 m Estrat. – base Fm Irati)

Ref.

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Figura 23 - Grupo Guatá: seção estratigráfica no interior da bacia Fm Irati)

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(E.v 100 m

Ref. Estrat. – base

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Figura 24 – Diagrama de relações estratigráficas no Grupo Guatá. Legenda:1. FM PALERMOPlataforma Pelítica; 2 3 4. FM. RIO BONITO:4. Mb. TRIUNFO -- Plan. Deltaica, - Fluv. nas Bordas (i - Carvão Sapopema); 3. Mb. PARAGUASSÚ - Plan. Maré e - Baia, Ria., Plan. Deltaica a Sudoeste com Carvões; 2. Mb. SIDERÓPOLIS - Areias Litorâneas Transgressivas; 5. FM. TATUÍ: g - Membro Superior - Plataforma Rasa; h - Membro Inferior Planície de Maré. Carvão de Cerquilho; 6. GRUPO ITARARÉ: a - Folhelho Passinho (FM. RIO DO SUL); b - Carvão de Rib. Novo; c - Preenchimento de Vales Tectônicos ou Fossas com Dep Paludais e Periglaciais (Leão, Gravataí, etc); d - F. Budó - marinho; f - Fm Tietê - Fluvial, Deltaico Periglacial.

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8o. Folhelho Taquaral Posiciona-se na parte inferior da Formação Irati (topo do Membro Taquaral de Barbosa e Almeida, 1949). O conjunto tem cerca de 10 a 15m em São Paulo, espessando-se para o sul, até 20-30m. São folhelhos cinzentos, prateados, associados a siltitos. A máxima inundação ocorre no topo da sequência, contato com o membro Assistência. Na base da sequência ocorre conglomerados, com abundantes nódulos silicosos e coprólitos, correspondente ao nível L4 de Soares (1972); para o interior da bacia ocorrem níveis com abundantes nódulos brancos de composição desconhecida. O topo marca o início da deposição de folhelhos pretos betuminosos. O conteúdo fossilífero é caracterizado por crustáceos (Pygaspis, Clarkecaris, etc) e restos de peixes (paleoniscídeos) (Mezzalira, 1966), indicadores de águas salobras. É considerado de idade Kasaniana. 9o. Folhelho Serra Alta Aproximadamente na metade da Formação Serra Alta ocorrem folhelhos escuros, com abundante bioturbação; níveis mais calcíferos apresentam restos fósseis de ostracodes, conchostraceos, peixes, vegetais e conchas de bivalves da biozona Barbosaia Angulata (Mendes, 1962). Na parte norte da bacia, a posição do nível de máxima inundação se aproxima do contato com a Formação Irati, que corresponde à base desta sequência transgressiva. Na parte central da bacia situa-se entre 25 e 50m acima da Formação Serra Alta. Ocorrem outros horizontes indicadores de superfície de máxima inundação, com distribuição restrita a um e outro local. Na figura 6, foram apresentadas, como exemplo, algumas seções com sequências associadas a superfícies de máxima inundação. Na Formação Teresina estas superfícies são mais facilmente encontradas, tais como os conhecidos horizontes de sílex M e N; entretanto tais horizontes não se apresentam associados a pacotes facilmente referenciáveis. Por esta razão não serão descritas. Os horizontes descritos acima fornecem o referencial estratigráfico para a correlação na bacia.

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GLACIAÇÕES As glaciações continentais são eventos marcadores na evolução geológica. Pelo fato de se associarem a alterações radicais no clima, nível do mar e taxa de suprimento, produzem alterações no ciclo sedimentar de fácil diagnóstico. Na Bacia do Paraná existem vários registros de avanço e recuo de gelo, em virtude de sua posição geográfica de altas latitudes no paleozóico. O uso de depósitos glaciais como marcadores estratigráficos foi bastante utilizado no passado. Barbosa e Almeida (1949), por exemplo, dividiu a Formação Itararé no Estado de São Paulo com base em "tilitos". Após um período de descrédito no poder resolutivo dos diamictitos, especialmente em virtude da crítica à estratigrafia de bolo, introduzido no período de mapeamento da bacia por geólogos da Petrobrás (inclusive este autor; Soares et al., 1977), os depósitos glaciais, voltam a assumir importância, diante do conceito de estratigrafia de eventos. França e Potter (1988) retomaram os diamictitos como marcadores estratigráficos na bacia, dividindo o Grupo Itararé em três formações, cujas seções superiores contém depósitos glaciais. Outro tilito importante do ponto de vista de correlação e de história evolutiva é o tilito Iapó, Pré-devoniano (Maack, 1953). Este mesmo pesquisador identificou um tilito, designado tilito Madureira, considerando-o da Formação Ponta Grossa (amostra no Museu de Paleontologia da UFRGS). Tendo em vista o interesse no posicionamento deste evento para correlação com a glaciação devoniana, investigamos o local de ocorrência descrito: Vila Madureira, Ponta Grossa. Encontramos no local o diamictito, porém associado a sedimentos arenosos do Grupo Itararé, preservados no graben de Ponta Grossa (Andrade e Soares, 1970). Soares e Malansky (1967) descreveram seixos facetados, pingados em folhelho da Formação Ponta Grossa, o que certamente é indicador da glaciação devoniana nas proximidades da Bacia do Paraná. 1o. Glaciação Ordovício-Siluriana – Evento Iapó O "tilito" Iapó foi identificado e descrito em um pequeno afloramento na rodovia Castro-Tibagi, sob a Formação Furnas, por Maack (1947), que designou o diamictito de Formação Iapó, em virtude de sua importância potencial para correlação. Geólogos de poço da Petrobrás , identificaram a

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ocorrência deste lamito conglomerático em vários furos sob a Formação Furnas. Destaca-se o furo de Joaquim Távora (JC-1-PR, fig. 20), com 60 m de diamictito. Na faixa de afloramentos Faria (1982) descreveu a Formação Vila Maria contendo abaixo dos folhelhos fossilíferos pré-Furnas, um pacote de diamictito. Assine e Soares (1989) fizeram uma revisão de correlação nestas unidades, identificando a posição dos folhelhos transgressivos Vila Maria sobre os depósitos glacígenos (fig. 18). Alguns afloramentos mais da Formação Iapó foram identificados por nós no Paraná. Na rodovia Piraí-Arapoti, no cânion do rio Iapó e na Vila de São Luiz do Purumã em Campo Largo (fig. 19). Este último, com abundantes seixos estriados, foi considerado como da Formação Camarinha (Popp,. 1972), levando Soares (1987) a associar erroneamente com a glaciação vendiana. Porém, a presença de seixos da Formação Camarinha, a similaridade na cor (vermelho-tijolo escuro) com tilitos do cânion do rio Iapó, estes sobre o grupo Castro (pós-Camarinha), a posição espacial sob a Formação Furnas, revelam que são equivalentes da Formação Iapó. A distribuição e ocorrência da Formação Iapó é mais extensiva que a da Formação Vila Maria e por correlação com a Argentina e África, situa-se no limite Ordoviciano-Siluriano (Assine e Soares, 1989). 2o. Primeira Glaciação Regional Itararé – Evento Itu É restrita a parte norte-noroeste da bacia. É equivalente ao tilito e superfície estriada de Salto (SP). Os varvitos de Itu correspondem à deglaciação. Nos furos TL-1-SP e CA-1-PR, ocorre próximo a base, sendo bem desenvolvida em DO-1-MT. A estriação e os diamictitos de Witmarsum se correlacionam a este evento. Sua idade deve ser Pensilvaniana (intervalo G de Daemon e Quadros, 1970), ou em torno de 290 Ma. Nas seções das figuras 16 e 17, pode ser facilmente identificada pela ocorrência extensiva de diamictitos, mesmo no interior da bacia. Inclui-se dentro da Formação Itu de Barbosa e Almeida (1949) e Formação Lagoa Azul de França e Potter (1988). 3o. Segunda Glaciação Regional Itararé - Evento Elias Fausto Em São Paulo esta associação glacígena é associada ao "tilito" de Elias Fausto (Barbosa e Gomes, 1962), sotoposto ao início da transgressão Capivari. No interior da bacia (figs. 16 e 17), ocorre na parte média inferior do grupo. Corresponde ao Membro Tarabaí (Formação Lagoa Azul) de França e Potter, ao tilito da Lapa (pós-arenitoVila Velha).

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A idade deste evento, por correlação com a Formação Capivari, deve situar-se na transição Pensilvaniano-Permiano (início do Sakmariano 285 Ma), entre os intervalos H e G de Daemon e Quadros (1969). No furo CA-1-PR ocorre na parte intermediária (400m) associado a depósitos marinhos plataformais e acima da seção de siltitos amarronzados, oxidados, estes correlatos à Formação Campo do Tenente e aos arenitos Vila Velha.

4o. Terceira Glaciação Regional do Itararé – Evento Gramadinho É uma associação glacígena que se destaca entre a transgressão Capivari e a progradação deltaica da Formação Tietê em São Paulo. Corresponde à associação II de Soares et al., 1978, e à Formação Gramadinho de Barbosa e Almeida (1949). Em geral, no interior da Bacia, situa-se na parte superior do Grupo Itararé (figs. 16 e 17), correspondendo aos diamictitos da parte superior da Formação Campo Mourão, de França e Potter (1988). No Paraná e em Santa Catarina corresponde aos tilitos sotopostos à Formação Rio do Sul e do membro Rio Segredo. São caracterizadas pela associação entre lamitos conglomeráticos, acamadados, com estruturas de escorregamento, siltitos, folhelhos e níveis de arenitos finos bem selecionados; concreções carbonáticas e bolas de areia são frequentes. Abaixo dos folhelhos e siltitos correlatos à Formação Capivari, é comum a ocorrência de associação semelhante, de tal forma que a transgressão Capivari corresponde a um evento interglacial, tal como pode ser visto na seção da fig. 16, ou na fig. 30 de França e Potter (1988, p. 186), parte superior da Formação Campo Mourão. A idade desta glaciação por correlação com a Formação Capivari, dada por bivalves e gatrópodas, é Sakmariana (Mendes, 1961); por palinomorfos, Daemon e Quadros (1970), situam o intervalo no Artinskiano. 5o. Quarta Glaciação Regional do Itararé É um dos pacotes de associação glacígena com maior distribuição e ocorrência na bacia. No Estado de São Paulo, situa-se no topo da Formação Tietê, incluindo-se aí os tilitos Pitanga e Jurumirim (Barbosa e Almeida, 1949). Cores avermelhadas são frequentes, no norte do Paraná e São Paulo, como reflexo da discordância sobreposta.

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No norte do Paraná, prolonga-se a mesma situação de São Paulo até Figueira. Para sul posiciona-se lateralmente e sotoposto aos siltitos e folhelhos marinhos Passinho (PR-SC) e Budó (RS). França e Potter (1988) mapearam no interior da bacia o intervalo equivalente, designando-o membro Chapéu do Sol da Formação Taciba, para a associação glacígena. A idade deste evento pode ser atribuída com certa segurança através do posicionamento estratigráfico do intervalo entre o carvão de Ribeirão Bonito e abaixo do folhelho Passinho. Ambos, segundo Sommer et al. (1987), portam tafofloras do Sakmariano a Artinskiano; estas idades são um pouco mais antigas que as atribuídas através de palinomorfos por Daemon e Quadros (1970): intervalo I, Artinskiano-Kunguriano, ficando-se assim, como mais provável uma idade artinskiana (263-268 Ma). Um outro nível diamictítico ocorre no membro Triunfo da Formação Rio Bonito no Paraná (São João do Triunfo e furo MA-1-PR), podendo indicar ainda um evento glacial residual tardio, do Kunguriano.

DISCONFORMIDADES LOCAIS Estamos considerando disconformidades locais aquelas discordâncias em parte da bacia, de ocorrência a um e outro flanco. A principal razão para esta consideração deve-se ao fato de que as margens são mais sensíveis às alterações no perfil de subsidência ou às variações no nível do mar. Vamos discutir junto os casos de "onlap" e "offlap" pelo fato de revelarem disconformidades. Em alguns casos a extensão e o hiato envolvido não são facilmente diagnosticáveis. 1o. Disconformidade pré-Iapó Os remanescentes da glaciação assentaram-se em discordância erosiva sobre o embasamento vulcano-sedimentar (Grupo Castro e equivalentes), ou sedimentos anquimetamorfizados (Formação Camarinha) na borda aflorante. No interior, assentam-se em contato abrupto sobre arenitos feldspáticos (Arenito Alto Garças; Assine e Soares, 1989). Esta discordância não aparece nos furos do flanco oeste da bacia; também aí não são conhecidos depósitos glacígenos. No Paraguai, o intervalo ferruginoso da Formação Eusébio Ayala pode ser correlacionado à glaciação, porém não corresponde à discordância. Esta discordância é pré-Siluriana, provavelmente final do Ordoviciano Superior, uma vez que a glaciação situou-se no limite Ordoviciano-Siluriano.

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2o. Disconformidade pré-Vila Maria Cessada a glaciação, houve rápida transgressão. Os diamictitos são cobertos por delgada camada de arenito (1m) e siltitos. No contato arenito/diamictito, posicionamos esta discordância, com idade no início do Siluriano (Assine e Soares, 1989). A presença de pequena intercalação de diamictitos entre siltitos fossilíferos pode indicar penecontemporaneidade e ausência de hiato, sugerindo que a disconformidade não é generalizada. 3o. Disconformidade Pré-Ponta Grossa A transgressão Ponta Grossa, em alguns locais, retrabalhou as areias de aporte continental, criando uma seção transicional, de retalhamento com lençóis de seixos separados por corpos de arenito bem selecionados. Em alguns locais, a transgressão apenas retrabalhou, removendo as areias e iniciando a sedimentação de pelitos sobre uma superfície erosiva. Esta situação é bem visível ao se comparar seções como nos perfis dos poços TL-1-MT (transicional), com RA-1-GO (abrupto). Em afloramentos, mesmo próximos, se encontram estas duas situações, como o de Vila Velha, BR 376, defronte ao posto Panorama (transicional) e a cerca de 10 Km, no cruzamento desta rodovia com a ferrovia (R.F.F.S.A.). 4o. Disconformidade erosiva pré-Tibagi Esta disconformidade está bem retratada no trabalho de Andrade e Camarço (1982) e Popp e Barcellos-Popp (1986); corresponde à base de uma cunha de arenitos feldspáticos, finos a conglomeráticos especialmente desenvolvida na parte norte da bacia. Significa uma redução generalizada do nível do mar na bacia, indicada na seção estratigráfica da sequência Devoniana-Mississipiana. Ao mesmo tempo, houve um aumento no suprimento com aumento do gradiente na área-fonte. A drenagem penetrou na bacia erodindo os depósitos marinhos previamente depositados em algumas regiões. A idade desta disconformidade de acordo com as informações de Popp e Barcellos-Popp (1986) e Mello (1988) é pré-Givetiana.

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5o. Disconformidade pré-Tatuí Esta disconformidade tem ocorrência extensiva na parte nordeste da bacia, especialmente nos estados de São Paulo e Goiás. Foi descrita por Soares (1972), correspondendo ao horizonte L1 ou D3 nas figuras 6 e 7. Recentemente, Fúlfaro et al. (1984), apresentaram uma interpretação transicional, sem contra-argumentar a existência da disconformidade. Entretanto, a grande e abrupta mudança na sucessão litológica e paleoambiental, sobre uma grande diversidade de litologias pré-Tatuí, constituem argumentos fortes a favor da discordância. Ao mesmo tempo, a omissão, no Estado de São Paulo (figuras 22, 23 e 24), de unidades crono e bio-estratigraficamente equivalentes ao mb. Triunfo, incluindo seus carvões, é indicativo da disconformidade no Artinskiano. Esta disconformidade sobrepõe-se à sequência com as quais se associam bons indicadores de tectônica sinsedimentar (Soares & Cava, 1982). 6o. Disconformidade pré-Tatuí Superior Também se apresenta com extensiva distribuição na parte nordeste da bacia. Foi descrita como horizonte L2 por Soares (1972); corresponde ao nível SMI3, na figura 6c, e ao limite Tatuí inferior-superior (figs. 22, 23 e 24). É caracterizada pelo assentamento de arenitos de granulação fina a média, micáceos (biotita e muscovita), seleção pobre, lamitos, com estratificação cruzada de baixo ângulo a ondulada e truncada por ondas. Corresponde a base do membro Siderópolis no Paraná (fig. 23) e pode ser interpretado como a superfície de "onlap" plataformal, que precedeu a máxima inundação (SMI-3), com retrabalhamento por tempestades, na planície de maré então existente na parte nordeste. A idade desta disconformidade é dada pelo limite de idade dos carvões de Santa Catarina que antecedem este evento (Artinskiano, Bortoluzzi et al., 1981) e o kasaniano do Palermo (Daemon & Quadros, 1970), sugerindo idade pré-kasaniana. 7o. Disconformidade pré-Irati É uma superfície conhecida desde Barbosa e Almeida (1949), por uma camada de seixos e nódulos de alguns centímetros de espessura. Andrade e Soares (1971) descreveram e correlacionaram a este horizonte, o conglomerado de Imbicatu. As características desta descontinuidade foram descritas

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como horizonte L4 por Soares (1972). Corresponde ao máximo de regressão, indicado pela sequência regressiva na parte superior do Palermo (fig. 6C, nível D4) e início da transgressão Taquaral. 8o. Disconformidade pré-Serra Alta Corresponde a uma abrupta mudança de folhelhos pretos da Formação Irati para arenitos e siltitos basais da Formação Serra Alta (fig. 6D e 7, nível D5). Apenas na parte nordeste da bacia está bem caracterizada (Soares & Landim, 1973). Ocorre cerca de 1 m de arenitos basais, às vezes com alguns centímetros de seixos como o domo da Fazenda Pitanga (Rio Claro), São Paulo. Em direção ao norte e para nordeste da bacia desaparece a seção entre esta disconformidade e a superfície de máxima inundação (SMI-5). 9o. Disconformidades intra-Teresina Estas superfícies foram descritas em 1952 por Still (1952) em trabalhos de mapeamento estrutural no Estado de São Paulo, e foram designados por letras (L, M, N, O, P). Os níveis M e N foram investigados com mais detalhe (Soares, 1972 b); (Martins e Soares, 1975). Correspondem a superfícies de rápido retrabalhamento por ondas, com oólitos, pisólitos, brechas e estromatólitos SS. Sobre estes bancos de alta energia ocorrem construções estromatolíticas cônicas (Anhembi, São Paulo, Soares, 1972 a) com até 1,5 m de altura, em condições de águas calmas (nível M). Há uma grande abundância de fósseis nestes bancos, correspondendo às zonas bioestratigráficas de Mendes (1967): nível O = zona da Barbosaia Angulata; nível N = zona de Plesiociprinella neotrópica; nível M = zona de Plesiociprinella carinata; nível L = zona da Jacquesia brasilliensis. Nesta última, ocorre também abundância de espinhos de Lycopodiopsis Derbyi, revelando episódios de grande destruição das planícies de supramaré e cobertura por lâmina d'água. Estas disconformidades revelam rápida elevação do nível do mar, extensivo retrabalhamento por tempestades e assoreamento gradacional, num corpo aquoso e de baixa salinidade (Ragonha e Soares, 1974; Runnegar, 1972).

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10o. Disconformidade pré-Botucatu A Formação Pirambóia, que antecede a Formação Botucatu mostra crescente aumento granulométrico para cima, até conglomerados. A base da Formação Botucatu apresenta, com bastante frequência, e desde o nordeste do Estado de São Paulo, para o sul, até o oeste do Rio Grande do Sul, embora não contínuo, um pacote de conglomerados com estratificação cruzada, descritos por Soares (1975). Alguns autores, por exemplo Vieira (1973), no Norte do Paraná, consideram este contato discordante. Em outras regiões ocorre transição e recorrência de fácies. No Rio Grande do Sul, em Santa Maria, neste contato ocorrem conglomerados, incluindo seixos de basalto, indicadores de vulcanismo entre o Botucatu e o Pirambóia (Fm. Caturrita, Rio Grande do Sul). Os basaltos do episódio vulcânico Patagônico de 180 Ma poderiam ser fonte destes conglomerados. As mudanças mineralógicas nas areias do Botucatu, em relação às do Pirambóia (Wu & Soares, 1974) também indicam o surgimento de vulcânicas na área fonte nesta época. 11o. Disconformidade pré-Serra Geral É de ocorrência local. Na maior parte da bacia as lavas basálticas recobriram campos das dunas móveis. Em alguns locais, entretanto ocorrem extensas superfícies de truncamento dos arenitos. Alguns pesquisadores consideram este contato com discordância erosiva, como no norte do Paraná (Vieira, 1973). A idade desta disconformidade é a dos primeiros episódios vulcânicos, em torno de 130 Ma. Esta disconformidade representa uma parada no aporte de areias resultantes de mudança no padrão de circulação atmosférica, e mesmo no regime de chuvas com início da atividade vulcânica. Depósitos lacustres são frequentes na proximidade desta disconformidade, ou logo acima (Soares, 1975). 12o. Discussão No conceito de sequências de Vail e colaboradores, estas disconformidades representariam os limites de sequências deposicionais. Entretanto, a disparidade de resolução nos depósitos marinhos e continentais é muito grande e a extensão, bacia adentro das disconformidades também é muito variável. Desta forma, o critério não é suficiente para a definição de sequência deposicional.

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Ao mesmo tempo, muitas sequências são identificáveis sem haver disconformidades, mesmo na zona plataformal (como Taquaral, Assistência, Serra Alta), o que significa que a disconformidade não é condição necessária para identificar sequências correlativas. Muitas outras disconformidades poderiam ser identificáveis nas sequências maiores. Como exemplo, na Formação Pirambóia, no Estado de São Paulo, mais de uma dezena de diastemas foram reconhecidas, separando sequências de fácies, às vezes repetidas. Estas sequências podem ser rastreadas por dezenas de quilômetros, formando terraços topográficos na região de São Pedro, Pirambóia, Conchas, Bofete, Guareí. Seriam sequências correlacionáveis a eventos de flutuação do nível de base ou apenas corpos litológicos de mesma associação de fácies transgressiva no tempo? Esta é uma questão que permanece em aberto. Com o conceito de sequência gradacional que estamos usando, todas estas superfícies descritas, de disconformidades e de máximas inundações, constituem limites e apresentam forte poder de resolução nas correlações. Entretanto, não são os elementos definidores das sequências gradacionais. O que caracteriza uma sequência gradacional é o seu próprio conteúdo, e não os limites.

SEQÜÊNCIAS GRADACIONAIS Consideramos a progressiva mudança nas sucessivas sequências de fácies como indicador de evolução gradativa no macroambiente dos sistemas deposicionais responsáveis pela associação litológica. Consideramos a escala de tempo como a do tempo gradacional e as sequências nas quais é possível identificar a gradação como sequências gradacionais. Para usar uma analogia com outros processos naturais, podemos designar sequências progradacionais, quando há aumento na energia do macroambiente, degradacionais quando há degradação da energia e agradacionais quando não há variação sensível. Consideramos também que os movimentos tectônicos epirogenéticos, ocorrem com taxas lentas (< 0,1 mm/a ou < 100 m/Ma) e as flutuações do nível do mar ocorrem com taxas elevadas (1 mm/a) com flutuações de pequena duração, e que isto, poderia diferenciar sequências acumuladas em espaços gerados por subsidência daqueles por ascensão do nível do mar. Em razão disto, uma variação lateral abrupta de sequências progradacionais para degradacionais implica numa movimentação tectônica local. Assim quatro critérios básicos foram utilizados na pesquisa de atividade tectônica local: 1. Omissão de sequência por erosão; 2. Tipo de mudança de sequência;

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3. Variação anômala na espessura da sequência; 4. Omissão por não deposição. Um número razoável de sequências gradacionais (SG's) foi identificado e analisado e pode ser visto nas figuras 14 e 15. Vamos abordá-las dentro de suas sequências tectono-sedimentares (ST's). 1o. Sequência Tectono-sedimentar Ordovício-Siluriana (STOS) O registro da sequência tectono-sedimentar Ordovício-Siluriana (STOS) é muito incompleto na Bacia do Paraná. Nos perfis dos furos AS 1 e 2 (Paraguai) podem ser identificados seis SG's no Grupo Caacupé, e cinco no Grupo Itacurubi. Cinco sequências do Caacupé estão sendo interpretadas como presentes nos furos DO-1-MT e quatro no furo AG-1-GO (Arenito Alto Garças). No furo SE-1-SC ocorre mais de uma centena de metros de arenitos e siltitos castanhos avermelhados que foram atribuídos à sequência OS, onde se pode identificar quatro SG's. Os diamictitos e pelitos de Vila Maria constituem outras duas sequências. A SG Vila Maria é tipicamente uma sequência progradacional, resultante de rápido avanço do mar, geração de espaço e progressivo assoreamento. A preservação isolada de sedimentos desta sequência tectono-sedimentar OS indica uma atividade tectônica formadora e deformadora de grande magnitude e não apenas regressão marinha. As seções sísmicas disponíveis ainda não revelaram a geometria destes baixos. Em superfície, existe angularidade local de até 6 graus na discordância Furnas sobre Vila Maria na rodovia Piraí Arapoti (Moro et al., 1990). Na área de São Luiz do Purumã (rodovia Curitiba-Ponta Grossa) uma ocorrência isolada da Formação Iapó mostra complexas relações espaciais, embora as relações de contato não sejam visíveis (fig. 19). De qualquer maneira, é notável uma deformação pré-Furnas que afeta o diamictito pré-glacial. Os arenitos do pacote C poderiam ser pré-Iapó, colocados ao lado por falha. A discordância pré-Furnas seria a superfície (3) e não a (3a). Um aspecto interessante das relações é o fato de que os sítios com preservação das SG's inferiores não é o mesmo dos sítios das superiores (diamictitos Iapó e siltitos Vila Maria). Ao mesmo tempo, os sítios de sedimentação das partes superiores sobre passaram os sítios de acumulação de maiores espessuras dos arenitos Alto Garças (parte inferior). Esta relação entre as SG's inferiores e superiores mostra uma importante regularidade no registro geológico, tal como notado por Soares et al. (1990). A comparação do perfil AG-1-GO, RI-1-PR

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e as seções de superfície na área de Vila Maria (fig. 18) mostra esta notável dicotomia tectono-estratigráfica. Da mesma maneira, o perfil do furo de Seara, mostra grande espessura dos arenitos basais, quando comparado com o de furos vizinhos. A STOS tem maior preservação a oeste, nos furos AS (Paraguai) e DO-1-MT e na faixa aflorante no Paraguai. A seção inferior com cerca de 600 m, até hoje atribuída ao Aquidauana e Furnas, parece ser correlata às Formações Eusébio Ayala, Cerro Jhu e Tobati, do Ordoviciano (fig. 15) (Assine e Soares, em prep.). O intenso enriquecimento em minerais de ferro nos sedimentos destas unidades revelam águas frias, às margens de terrenos glaciais. 2o. Sequência Tectonossedimentar Devoniano-Mississipiana (STDM) Esta sequência é bem desenvolvida na bacia e tem boa continuidade lateral. Os principais elementos estratigráficos constitutivos estão representados na figura 15. O ponto mais contraditório é a base da sequência e já foi dicutido atrás (ver fig. 18), concluindo-se pela base do Furnas (Assine e Soares, 1989). Um aspecto notável na sequência é o adelgaçamento e o afinamento na granulometria do Furnas para oeste, com relação aos furos ASU-1 e 2. As seções das figuras 16 e 17 mostram pequenas variações longitudinais na bacia, embora transversalmente ocorram grandes variações. Foram identificadas 12 sequências gradacionais (SG) na sequência tectonossedimentar (STDM); seis dentro do Furnas e seis no Ponta Grossa. As duas SG's basais são degradacionais; reduzindo-se o nível de energia do macroambiente. Na parte leste, estas SG's mudam para progradacionais indicando uma atividade tectônica de soerguimento a leste (compare-se CN-1 com PH-1, fig. 17), por exemplo. Estas SG's inferiores estão ausentes em alguns furos (p. ex. SA-1-SP), indicando altos tectônicos contemporâneos com a fase inicial da sedimentação devoniana. A SG superior transicional está ausente em várias seções, indicando um hiato deposicional. A presença desta SG (6) é indicadora de suprimento elevado, impedindo a rápida inundação pelo mar devoniano. Na figura 16 são mostrados fracos indicadores de tectônica inicial, caracterizadas pela omissão por não deposição, na SG inferior. Na figura 18, esta feição é mais clara, com ausência da SG-1. É notável a correlação das sequências gradacionais, com perfis de furos distantes cerca de 100 km. Na Formação Ponta Grossa estão os melhores indicadores. As SG's apresentam excelente correlação, entretanto em vários locais estão ausentes por erosão. Indicamos os sítios de erosão anômala relativos aos de preservação, interpretando-os como resultado de cinemática diferencial em falhamentos.

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As SG's da Formação Ponta Grossa têm preservação muito irregular. Entretanto, como pode ser visto nas seções estratigráficas (fig. 16 e 17), têm uma boa correlação. A primeira é degradacional, passa, acima, para a superfície de máxima inundação do Jaguariaíva. Grada lateralmente para arenitos. As duas seguintes são progradacionais; as três correspondem ao membro Jaguariaíva. A terceira, para norte é omitida na disconformidade pré-Tibagi, indicando atividade tectônica na área fonte a norte e a leste, do tipo soerguimento de charneira marginal; pode ser interpretada como contemporânea a uma redução do comprimento de onda da flexão e em virtude de compressão litosférica. A quarta SG é degradacional, correspondendo ao membro Tibagi, conforme a correlação de Popp e Barcellos-Popp (1987). A quinta é também degradacional, atingindo o nível de mínima energia, máxima inundação no seu final (folhelhos São Domingos). A sexta é progradacional, indicando uma regressão e assoreamento do mar. As duas últimas correspondem ao membro São Domingos. A boa correlação destas sequências e a ausência por erosão em perfis muito próximos, indica uma intensa atividade tectônica local contemporânea como o soerguimento e erosão. Existem muitos e bons indicadores desta tectônica. A seção em painel da fig. 20, nivelada na discordância pré-pensilvaniana mostra bem a tectônica desta idade. A seção cruza a faixa de fraturamentos PT-3, uma das principais zonas de falhas NE da Bacia do Paraná. A zona de falhas situa-se entre os furos CA-3 e CA-2, MO-1 e MO-2, R-1 e O-1, passando por QT-1 e SA-1. Para sul, estende-se para Chapéu do Sol, entre os furos CS-1 e CS-2. O bloco noroeste foi predominantemente o bloco baixo desta zona de falhas, embora ocorram inversões. Em seções sísmicas é evidente esta atividade tectônica pré-pensilvaniana. A figura 30 mostra um trecho de seção sísmica na área de Campo de Fora. Corresponde à zona de fraturamento PT-2, paralela e a cerca de 50 km a sul da PT-3. Observam-se refletores com mergulhos mais elevados truncados na discordância e abrupta mudança de espessura na zona de falha. É difícil identificar a geometria e estilo associado com esta deformação, em virtude das deformações superpostas posteriormente. Boas seções sísmicas deverão no futuro definir as características geométricas e dinâmicas. Também nesta sequência é notável que as zonas de espessamento anômalo na fase inicial da sequência apresentam menor preservação na erosão subsequente. Na figura 2, esta característica da superfície erosiva pré-pensilvaniana é mais evidente. As sondagens são bastante próximas; em alguns casos, apenas 1 km. A omissão por erosão é em blocos de falhas.

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Apesar de ser fracamente definida, a reversão na cinemática dos indicadores de falhas (por ex., entre AG e RA-1-GO), da tectônica inicial, comparativamente à terminal, está presente. 3o. Sequência tectono-sedimentar Pensilvaniana-Permiana (STPP) Esta é a sequência tectono-sedimentar melhor desenvolvida na Bacia do Paraná. Corresponde a sequência Delta de Soares et al. (1974; 1978). As principais características e designações estratigráficas são apresentadas na figura 15 e nas seções das figuras 16 e 17. Cerca de quarenta e cinco sequências gradacionais são bem caracterizáveis na STPP. As primeiras SG's são de ocorrência restrita a baixos tectônicos percursores, com espessos pacotes de arenitos conglomeráticos. É evidente o controle tectônico nestas sequências basais, que compõe o membro Cuiabá Paulista de França e Potter (1988), como já haviam concluído estes autores. As seis primeiras sequências são fortemente variantes lateralmente e na vertical, entre degradacionais, agradacionais e progradacionais, indicando um elevado grau de influência da tectônica local. A primeira transição sequência degradacional-progradacional ocorre na associação glacial de Tarabaí-Elias Fausto. O ciclo se repete, culminando no mínimo de energia (máximo de entropia) dos sistemas deposicionais na transgressão Capivari-Mafra do limite Pensilvaniano-Permiano. Nesta sequência, os movimentos tectônicos haviam se estabilizado. As SG's pós-Capivari são progradacionais, um novo ciclo dominado por suprimento maior que subsidência, mas com abundantes deltas, cujos depósitos se classificam em Formação Rio do Sul (SC), Tietê (SP) e Taciba (interior da bacia) (fig. 16 e 17). Uma SG agradacional glacial ocorre generalizadamente fechando a glaciação permiana (membro Chapéu do Sol). Após este evento glacial, nova transgressão marinha (Budó-Passinho), correspondendo a uma superfície de Máxima Inundação, superposta por uma sequência agradacional. O macroambiente atinge o máximo de energia no membro Triunfo da Formação Rio Bonito, ao final de uma sequência progradacional. É notável a coexistência de SG's dominadas pelo nível do mar, incluindo depósitos marinhos, com associações glacígenas, numa aparente contradição com o abaixamento do NM esperado para as épocas glaciais. Esta relação deve ser explicada pelo fato de que nos períodos glaciais (Itu, Tarabai-Elias Fausto, Campo Mourão-Gramadinho, Chapéu do Sol-Pitanga), as áreas-fonte eram cobertas por gelo e

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rebaixada por sobrecarga. Como a subsidência progredia, formava-se espaço para o avanço dos corpos de água, mesmo com nível baixo, especialmente nas deglaciações. Assim dentro destes períodos, nos eventos interglaciais e deglaciais, ocorria a extensiva deposição marinha. Fora dos períodos glaciais (Cuiabá Paulista-Porto Feliz, Capivari, Tietê) ocorria a intensa ressedimentação aquosa, tanto em ambiente subaéreo como subaquoso, dos depósitos inicialmente acumulados nos sítios glaciais, que passam a ser regiões de soerguimento para ajuste isostático. O aporte torna-se maior que o espaço gerado pela subsidência, provocando o assoreamento dos lagos e mares. Na parte noroeste da bacia, mais afastada da região de dispersão dos sedimentos glaciais do interior do continente de Gonduana, depositaram-se sedimentos mais pelíticos, arenitos finos, proporção menor de diamictitos e enriquecimento em minerais oxidados de ferro (Formação Aquidauana), dificultando a correlação. Esta forte influência da deglaciação como geradora de matéria e energia para transporte, dificulta a identificação de efeitos tectônicos por variação lateral e vertical nas SG's. A partir da sequência Passinho, a correlação é mais fina, permitindo detalhamento estratigráfico para toda a parte leste da bacia. Este detalhamento é apresentado nas figuras 22, 23 e 24. É evidente a diferenciação da bacia em duas províncias na época, Artinskiano a Kunguriano; a bacia foi submetida novamente a falhamentos, tal como observado em várias bacias carboníferas. A abundância de informações associadas à prospecção de carvão neste intervalo, permitiu intensificar e obter mais detalhes sobre a tectônica permiana. A sequência Passinho tem distribuição restrita a um sítio deposicional em forma de golfo limitado por zonas de fratura, a PT-3 e a PT-10 e 12. Estas duas zonas de falhas, correspondem no embasamento aos falhamentos de Jacutinga (PT-3) e Major Gercino (PT-12). A atividade contemporânea destas falhas, com o lado baixo voltado para o norte de Santa Catarina e para o sul do Paraná é evidente. A norte de PT-3 (São Paulo), o bloco alto teve seus depósitos glaciais expostos, oxidados e erodidos, provocando a disconformidade pré-Tatuí. A atividade tectônica continuou durante a deposição das sequências Passinho e Triunfo. A norte e sul ocorria erosão. A extensa disconformidade pré-Tatuí, no norte do Paraná e São Paulo, corresponde a este bloco de terras altas que funcionou como área-fonte para os deltas do Kunguriano como será visto adiante (fig. 40); este contexto ajusta-se as direções de correntes dirigidas para sul no norte do Paraná (figs. 22 e 23).

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Esta atividade tectônica na zona de falhas da faixa PT-3 foi examinada com maior documentação em Soares (1991, inédito). A estrutura foi denominada Pitanga-Quatiguá e constitui apenas um segmento de uma faixa estrutural ativa até o presente. As SG's seguintes passam a ter distribuição generalizada em toda a bacia, com boa correlação, sendo identificada por nomenclatura estratigráfica consagrada: (1) Paraguaçu, progradacional, dominada por nível do mar, no

centro

e

norte,

e

degradacional, dominada por tectônica no sul (sg 3 da fig. 24); (2) Siderópolis - Palermo inferior, degradacional, bem desenvolvida na parte sul da bacia (sg 2 da fig. 24); (3) Palermo Superior, contendo em sua base o nível de máxima inundação (fig. 23; sg da fig. 24); (4) Taquaral, degradacional; (5) Assistência, progradacional (aumento da espessura dos bancos de baixo para cima); (6) Serra Alta, degradacional.

Em todas estas sequências, encontram-se fracos indícios de atividade tectônica. A baixa subsidência do bloco situado a noroeste da faixa PT-3 é uma característica comum. Isto é evidente nas figuras 16 e 23, entre os furos CS e CM, Paraná. Nas diversas sequências que compõem as formações Teresina e Serrinha, predominam sequências progradacionais, com transição para degradacionais na Formação Morro Pelado. Os indicadores de tectônica são muito frágeis e estão anotados na seção. Esta discordância foi objeto de investigação mais detalhada para detectar eventuais sequências com preservação anômala em blocos de falha (Baggio, Constantino, in Soares, 1991). Apenas em alguns casos conseguiram-se resultados positivos, por exemplo nos furos RO-1 (baixo), comparado com CS-1 (alto), ou AP-1 (baixo), comparado com SJ-1 (alto), todos no Paraná. 4o. Sequência Tectonossedimentar Triássico-Jurássico (STTJ) Corresponde a depósitos de clima árido, associados a uma província desértica. Os horizontes de correlação são muito pobres. Entretanto, o critério de separação em sequências gradacionais permitiu identificar pelo menos seis sequências na parte norte-noroeste da bacia (fig. 16 e 17).

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As primeiras sequências foram depositadas em pequenos baixos tectônicos, onde se desenvolveram sistemas lacustres, fluviais e eólicos. Nestas sequências é notável a inversão dos sítios baixos e altos em relação aos sítios de preservação das sequências pré-discordância. A seção mostra uma progressiva expansão da bacia, devendo corresponder a flexão com relaxação de tensões na litosfera.

VI – TECTÔNICA DA BACIA Em todos os mapas apresentados, tivemos a oportunidade de verificar a associação das estruturas no interior da bacia com estruturas do embasamento. As cinco direções principais, Paraná (NE25E), Pitanga (N60E), Rio Ivaí (N45W), Rio Piquiri (N70W) e Goioxim (N20W), subsidiariamente e Tapirapui (NS) e uma sétima, aqui designada Paranapanema (EW), de diagnóstico difícil em imagens de satélite, estão presentes no embasamento (fig. 25).

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Figura 25 – Comparaçao entre as principais direções estruturais na região da Bacia do Paraná, com dados obtidos em imagens de satélite e em afloramentos.

Os lineamentos obtidos em imagem de satélite, na área do escudo (Góis et al. 1985), no Paraná, na escala 1:500.000, revelam o efeito acumulado de estruturação, de tal forma que os diques de diabásio têm uma frequência tão grande quanto as direções do dobramento. Já as lineações em imagem Landsat, 1:250.000, correspondentes a traços de fratura, ou seja, aquelas não associadas com elementos morfoestruturais positivos, apresentam um padrão bastante discriminador de direções estruturais.

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Soares (1987) atribuiu estas direções aos processos deformacionais tardi-colisionais, associados a intensa tectônica transcorrente na região, conforme foi visto na fig. 9. A direção N5-20W (Goioxim) aparece como moda importante e no campo apresenta veios de quartzo e mineralizações de Pb-Ag, com cinemática anti-horária. A direção N55-60E (Pitanga) é a direção mais importante em termos de extensão e deformação; corresponde à transcorrência principal do sistema de transcorrência sudeste (Cubatão, Jacutinga, Major Gercino, etc.), com cinemática horária, no final do Proterozoico e anti-horária no início do Paleozóico (Bacia de Castro; Soares, 1987). A direção N25-45E (Paraná), é bastante desenvolvida e corresponde a um leque de falhas de empurrão de alto ângulo até falhas mistas, com rejeito mergulho acima e lateral direito (fraturas P, do sistema Lancinha; Fassbinder, 1990). No início do Paleozóico funcionaram como falhas normais (p. ex. a borda leste da Bacia de Castro). As direções N70W (Piquirí) e N45W (Ivaí) correspondem a fraturas distensionais do sistema de transcorrência neoproterozóica. Estas direções não apresentam os mesmos azimutes médios em todos os blocos. Como era de se esperar, variações locais são comuns associadas ao regime local de tensões. Uma feição muito comum no campo é a presença de fraturas com mesma cinemática, mas com azimutes a 10-20o da direção esperada como principal. Assim tem-se duas modas ou aglomerados de direções como a PQ e M1 ou a GOa e GOb a PRa e PRb. Atribuímos estas modas duplas às fraturas de 2a ordem tardias em relação à falha principal. As determinações de fraturas com origem seguramente pré-cambriana são obtidas quando associadas a mineralizações de idade conhecida. As juntas com veios de quartzo-sulfeto auríferos foram obtidas no Granito Passa Três (600 Ma; Soares e Góis, 1987), um granito sincinemático à Falha da Lancinha. O regime é semelhante ao descrito, ressaltando as fraturas N70-80E, sintéticas à Lancinha, porém predominando as distensionais (N70W). Na bacia, estruturas medidas no campo, em diabásios, na área do arco de Ponta Grossa, com indicadores cinemáticos, revelam um padrão similar porém com uma história cinemática complexa, pós-vulcanismo Serra Geral. Entretanto, não existem indicadores de maiores deslocamentos em diques de diabásio. Dezenas de metros de rejeito são valores frequentes, porém não quilômetros. A boa relação das direções de fraturas precambrianas no embasamento e mesmo pós-basaltos na bacia, refletem a aplicações de tensões através do embasamento.

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Os dados sísmicos disponíveis na bacia, ainda que com deficiente resolução, revelam interessantes feições cinemáticas e geométricas. Na figura 26 é apresentado um mapa com superposição das estruturas mapeadas em diferentes níveis, incluindo os de superfície, na área de Cuiabá Paulista, Pontal do Paranapanema. A interpretação sismoestrutural, que serviu de base, foi feita por geofísicos do Consórcio Paulipetro (1982). Tendo em vista que as superfícies estratigráficas são sub-horizontais, o rejeito vertical é fácil de definir, porém não o horizontal, dificultando caracterizar falhas transcorrentes. As falhas de direção NE (Pitanga) são bem evidentes. São mapeadas nos horizontes Devoniano, Permiano, Cretáceo e pós-Cretáceo (pós-Bauru). Direções NW (Ivaí), também direções NS (Tapirapui) e EW (Paranapanema) são mais raras. O eixo das estruturas nomeadas variaram nas estruturações dos diferentes eventos. A direção NE (Paraná) é a comum no Permiano e Devoniano. O arranjo geométrico na estruturação destes horizontes é de dobras escalonadas em zona de transcorrência nordeste, para uma cinemática lateral direita. A direção MI corresponde a fraturamento antitético. O mesmo padrão geométrico é encontrado em mapas de análise e interpretação de dados aeromagnéticos. Na fig. 27 apresentamos um exemplo reduzido dos mapas aeromagnéticos de campo total levantados pela Encal para o Paulipetro. Direções N45E, N60-70W e EW são as dominantes. São lineamentos e zonas magnéticas, que pelo comprimento de onda representam estruturas do embasamento. A área é uma das que apresentou maior atividade tectônica, em função dos dados disponíveis.

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Figura 26. Mapa estrutural na estrutura de Cuiabá Paulista, sudoeste do Estado de São Paulo, mostrando as relações estruturais entre os elementos obtidos em mapas de contorno estrutural, com dados sísmicos, em diferentes níveis estratigráficos e na superfície atual. O arranjo geométrico das estruturas mostra um estilo de dobras escalonadas associadas a transcorrências NE, lateral-direita (estrutura delineada com seta corresponde a morfo-estrutura; traço grosso, topo do Permiano; traço fino, topo do Devoniano).

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Figura 27. Mapa simplificado de parte da área investigada com os principais elementos magnetoestruturais e sua interpretação tectônica. Faixas anômalas positivas em pontilhado; traços constituem limites com elevado gradiente ou inversão da polaridade. Contornos em – 100, -50 e +50 nT. Nota-se nítida orientação NE para as zonas anômalas correspondentes a fontes profundas. Nas proximidades dos diques (NW), as flexões sugerem rotação horária, nas falhas pretéritas. A comparação com mapas geológicos e paleotectônicos, mostra a mesma combinação geométrica de falhas: direções Pitanga (N50-70E), Paranapanema (N80-90E), Piquiri (N60-70W) e Ivaí (N45W). Movimentação horizontal é sugerida pelos deslocamentos nos traços e pelas formas de rombograben. Mapa geológico estrutural com mais detalhes na área dos poços CA's é mostrado na figura seguinte.

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A faixa estrutural PT 3, cruza a área no falhamento FEPQ. A geometria da estruturação indica um movimento lateral esquerdo na direção MI (falhamentos Cândido de Abreu e Rio Alonso). O mapa geológico de detalhe na área de Cândido de Abreu (CA) mostrado na fig. 28, permite aprofundar a compreensão da organização estrutural, que aparece mais complexa, à medida que se examina com mais detalhe. A tectônica mapeada é pós a sinvulcanismo Serra Geral. Altos e baixos estruturais se sucedem. A zona entre as falhas de Pinhalzinho e Marrequinhas corresponde a faixa PT3, falhamento Pitanga-Quatiguá (FEPQ). As falhas S. da Mesa e Cândido de Abreu (MI-2) representam um "horst" associado ao flanco sul do Arco de Ponta Grossa. Em relação à direção PT (N60), as estruturas NE da área (N 30-45E e N70-80E), incluindo aquelas presentes na fig. 27, são oblíquas, indicando um arranjo de fraturas secundárias, tipo P e S. A zona de falhas NE central apresenta geometria de falha reversa de alto ângulo em relação ao contorno estrutural em horizonte-guia do Serrinha (Permiano). Já no Triássico-Jurássico, o bloco baixo está a oeste, com rejeito aparente no sentido do mergulho. As mesmas falhas NE apresentam rejeitos horários para movimentos tardi ou pós-vulcanismo. No corte estrutural abaixo, é mostrado o furo CA-3 cortando o falhamento reverso. As variações de espessura nas Formações Ponta Grossa e Itararé são indicadores de falhamento reverso na época da discordância pré-Pensilvaniana, preservando a maior espessura da Fm. Ponta Grossa a lesta da falha. Em oposição, no Grupo Itararé, a maior espessura a oeste da falha indica falhamento normal. Isto significa uma tectônica distensional no vetor da tensão normal, na época da sedimentação Itararé. Correlação fina nos perfis destes poços mostram que o intervalo basal do Itararé (Formação Lagoa Azul, de França e Potter, 1988) responde por esta variação de espessura, correspondendo a depósitos associados a baixos estruturais sinsedimentares. Também na base da Formação Rio Bonito (membro Triunfo) ocorre este espessamento.

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Figura 28. Mapa e corte geológico-estrutural simplificado da estrutura de Cândido de Abreu com contorno em nível em horizonte estratigráfico no Rio do Rastro. As falhas mostram rejeitos invertidos no Devoniano em relação ao Pensilvaniano e no Permiano em relação ao Triássico. Deslocamentos horizontais pós-Serra Geral.

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Situação similar à de Cândido de Abreu é documentada em Chapéu do Sol (CS-1, CS-2) e em Monjolinho (MO-1, MO-2, figs. 20 e 21). Esta dicotomia, maior espessura nas sequências basais da unidade superior (Itararé), menor preservação nas superiores da unidade inferior (Ponta Grossa) e vice-versa, está presente em toda a bacia. Para caracterizar outra faixa, dois trechos de interpretação de seção sísmica são mostrados (figs. 29 e 30). O primeiro, com direção NW-SE, mostra uma geometria geral em corte da deformação acumulada. O controle de espessuras é feito com o perfil do furo LS-1-PR, próximo do local. O segundo é aproximadamente paralelo ao primeiro, porém deslocado para sudoeste. Sobressaem-se as falhas subverticais, com rejeitos, ora mergulho abaixo, ora acima. Estruturas flexurais ou dobras suaves, mas com desníveis verticais elevados. Nota-se interessantes diferenças de rejeitos nos diferentes horizontes estratigráficos. Também as variações de espessura são sugestivas de tectônica contemporânea. Uma ilustração mais detalhada da geometria destas é apresentada na figura 30. Correspondem a seções com direção NW-SE, cortando a mesma faixa estrutural (PT-2). A primeira mostra falhas com arranjo geométrico dos horizontes lito-estratigráficos e possivelmente sills, tipicamente de uma estrutura em flor negativa, com maior complexidade para baixo. Estruturas flexurais falhadas, com rejeito total de até 400 m. O caráter transcorrente é marcante. É perceptível a variação de espessuras nos grupos Itararé e Paraná. Especialmente na seção da figura 31B, é notável que o lado com discordância angular indicadora do bloco alto na discordância pré-Pensilvaniana, tem-se espessamento do Grupo Itararé, evidenciando a inversão da cinemática da zona de falha. Falhas reversas no pacote permiano passam a normais na base dos basaltos. Falhas normais à esquerda indicam mudança no regime cinemático da falha nas diferentes sequências. Este padrão estrutural complexo, porém simplificado na estruturação pós-basalto, se reflete na superfície como feixes de fratura, flexuras, domeamentos e embaciamentos estruturais com expressivas feições morfológicas. Na figura 31 apresentamos alguns resultados de análise e interpretação morfo-estrutural feita por Soares et al. (1981). Das cem morfo-estruturas identificadas, vinte foram checadas no final do

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programa Paulipetro e algumas mapeadas com sísmica. Os diagramas de bloco mostram os tipos dominantes de arranjos estruturais:

Figura 29. Interpretação simplificada de seções sísmicas sobre as faixas estruturais PT-2 e PT-3, mostrando a estruturação caracterizada por falhas subverticais e de forte inclinação e flexuras. O regime das falhas mostra cinemática diferencial (Prospecto Rio Segredo e Campo de Fora, seções sísmicas do Paulipetro).

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Figura 30. Trechos de seções sísmicas de rio Segredo e campo de fora (PR), mostrando estruturação em flor típica de transcorrências e falhas reversas.

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Figura 31. (Soares et al. 1981) Mapa de Interpretação Morfoestrutural, mostrando linhas de forma e lineamentos selecionados

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o tipo flexura pode ser gerado sobre falha com rejeito lateral, podendo se apresentar escalonado em relação à estrutura principal. Os mesmos arranjos são encontrados com a forma dômica, elíptica. Cerca de 30% das formas dômicas tem eixo maior entre N 20 e 30, o que sugere ser esta a direção perpendicular ao principal encurtamento pós-basalto. Um aspecto interessante se ressalta na parte noroeste do mapa: trata-se da mudança de padrão das linhas de forma entre as faixas estruturais PT 4 e PT 5. Estas faixas estendem-se até Ribeirão Preto, correspondendo a forte anomalia gravimétrica indicadora de transcorrência (Haralyi, com. pess.) no interior da bacia. Os principais alinhamentos marcados em morfoestruturas revelam bem o caráter de faixa estrutural, correspondendo a zona de anomalias de mergulho e de fraturamento. O caráter antigo da estruturação Pitanga é revelado no mapa da fig. 32. O gradiente de variação das espessuras da série Rio Tietê (grupos Itararé e Guatá) se apresenta com forte mudanças em algumas zonas orientadas para NE. A faixa PT 3 é a mais anômala, indicando atividade mais intensa. É interessante notar que não existem indicações de atividades na direção do Arco de Ponta Grossa, o que sugere que este arco é realmente uma feição estrutural do Mesozoico. A comparação dos dois mapas de contorno estrutural da Formação Irati, um no eo-Cretáceo (fig. 33a) e outro no presente (fig. 33b) revela a intensa atividade formadora do atual Arco de Ponta Grossa posterior ao vulcanismo basáltico. A bacia do Grupo Bauru se desenvolve a nordeste da faixa PT 3. Na movimentação pós-Bauru, uma intensa compartimentação em blocos limitados por falhas nas direções M1, PQ, PT e GO construiu o atual arcabouço estrutural. É interessante notar que a faixa estrutural PT 3 mostra-se como um alto estrutural, com rejeito inverso, contrário ao mergulho regional na bacia, no falhamento sul, como pode ser visto nos perfis dos furos de Cândido de Abreu. Este alto é delineado com mais detalhe sobre a faixa PT 3 entre Cândido de Abreu e Sarutaiá na fig. 34. Nesta figura a mesma característica do arcabouço regional está presente; estruturas nordeste (PT) são modificadas por falhamentos noroeste (RI) à charneira do arco essas feições são mais evidentes no mapa da superfície. Com mais detalhe, a figura 34 mostra os indicadores cinemáticos pós-Permiano, sobre esta mesma faixa estrutural (PT 3). A figura 34A apresenta elementos estruturais atuais: os falhamentos NW, com diques de diabásio e elevados rejeitos, caindo para norte e para sul, respectivamente a norte e a sul da

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charneira do arco de Ponta Grossa. Pequenas falhas, com direção N50E estão presentes. Estão representadas também jazidas de carvão, depósitos de urânio e anomalias para metais básicos.

Figura 32. Mapa de isovariação das espessuras da Série Rio Tietê associada aos principais falhamentos (modif. Soares et al. 1982).

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Figura 33A. Arcabouço estrutural da bacia no Eo-Cretáceo, com a tectônica que antecedeu a bacia do Grupo Bauru (grandes lineamentos estruturais e contorno estrutural do Irati menos o contorno da base do Bauru).

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Figura 33B. Arcabouço estrutural atual, com contorno estrutural na Formação Irati, associado a deslocamentos em falhas NE e NW.

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Figura 34. A. Geologia simplificada da faixa Cândido de Abreu-Sarutaiá, com os principais elementos estruturais (jazidas de carvão, preto; depósito e anomalias de Urânio, em tracejado; anomalias para metais básicos, em pontilhado).B. Contorno estrutural na Formação Irati, com base furos para carvão, urânio e petróleo (120 sondagens).

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A figura 34B apresenta o contorno estrutural atual da Formação Irati (base). Agora a faixa se caracteriza por um alto flexural, com várias falhas subparalelas. A geometria de alto alongado, com falhas longitudinais apresentando rejeitos para lados opostos, é característica de falhas transcorrentes de pequenos deslocamentos. Como tem-se um alto central, deve ser transcorrência compressional (tensão normal é compressional). Esta deformação é acumulada, pós-Irati. O que aparece claramente, pelo arranjo geométrico, é que a estruturação de altos e baixos NW é inteiramente superposta, não contemporânea, pois não sofre variações na zona de falhas NE. Falhas em torno de N 55 E com blocos baixos ora para noroeste, ora para sudeste, subsidiariamente N 30-35 E (p. ex. Siqueira Campos e N 80 E (p. ex. Ibaiti) formam uma zona de fraturamento com cerca de 25 km de largura (falhamento Pitanga-Quatiguá). De forma similar, falhas com direção N 45 W, preenchidas por diabásio, com variações para N 60 W formam quatro faixas com 20 km de largura: (z. f. de Cândido de Abreu, z. f. Rio Alonso, z. f. São Jerônimo, z. f. Fartura). As duas primeiras têm bloco baixo para o sul e as outras para norte, definindo a charneira do Arco de Ponta Grossa como um horst. A área apresenta um complexo padrão de fraturamento e considerando indicadores cinemáticos em estrias de falha (Nogueira Filho em Soares et al., 1991), o padrão dominante é de falhas de alto ângulo, rejeito direcional, algumas com rejeito mergulho acima e outras mergulho abaixo. Não se dispõe ainda de informações apropriadas para caracterizar a intensidade da deformação pré-Triássica. Entretanto, tanto o alto estrutural de Cândido de Abreu (fig. 28) como no da Neblina (Sarutaiá) a deformação, incluindo mergulhos e fraturamento é mais intenso nas rochas permianas que mesozóicas (Pirambóia, Botucatu). A mesma característica é encontrada em várias estruturas, como no flanco norte do Domo de Pitanga (falhamento Rio das Pedras-Ipeúna; Soares, 1974), onde as falhas desaparecem sob a cobertura Triássica. Entre Charqueada e Ipeúna (São Paulo) existe um conjunto de três falhas no topo da Formação Corumbataí em afloramento que são falhas reversas, posteriormente injetadas por diabásio, não identificadas na Formação Pirambóia. Isto indica uma história deformacional compressiva pós-permiana e pré-Pirambóia e distensional no eo-Cretáceo. Nas seções estratigráficas das figuras 16 e 17, verifica-se também que, em vários lineamentos, entre perfis de poços, a movimentação tectônica na erosão pós-Permiana foi invertida no início da sedimentação Pirambóia.

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A contínua movimentação nestas estruturas NE pode ser avaliada também na faixa PT 4 e PT 5. Observa-se na figura 35, em dois cortes geológicos de direção NW (DAEE, 1975), cruzando estas estruturas, duas feições bastante interessantes. Entre São Carlos e Araraquara ocorre uma forte flexura, com falhamento durante a erosão pré-Bauru, em virtude da variação de espessura preservada não basaltos da Formação Serra Geral. Após a deposição do Grupo Bauru é retomada a atividade tectônica com o mesmo sentido, deixando os remanescentes atuais do Bauru a leste da falha, no planalto de São Carlos em posição sobrelevada relativamente ao bloco noroeste. A movimentação tectônica destas estruturas NE no pós-Cretáceo ainda é pouco conhecida. No Grupo Bauru ocorrem raros indicadores de falha. O topo da superfície pré-Bauru apresenta um paleorelevo localmente acentuado, conforme mostram os mapas de contorno estrutural (p. ex. Soares, 1981). Fraturamento e pequenas falhas foram identificadas neste Grupo. A estrutural de Piratininga (furo PA-1-SP) foi detalhada (Paulipetro), mostrando-se como um alto em zona de falha (PT 4), com movimentação intensa (rejeito vertical maior que 500 m, dobras de arrasto subverticais), afetando até os basaltos. Afeta também o Grupo Bauru com prováveis rejeitos verticais ultrapassando 200 m. Na estrutura dômica de Cuiabá Paulista associada a PT 6, o Grupo Bauru (Formação Santo Anastáceo) está deformado suavemente, amplitude de 20 m, com falha de 10 m próximo ao poço CB-1-SP. No corte de Piraçununga, também a zona de fraturamento PT 4 está representada por um número expressivo de falhas, incluindo falhas reversas na altura de Porto Ferreira e se estendendo para Santa Rita do Passa Quatro e Tambaú. Outro aspecto notável é a carência de diques e a elevada densidade de sills intrusivos nas proximidades das estruturas NE (Soares, 1984; Rel. DOCEGEO); sills de Porto Ferreira (Cachoeira das Emas), Tambaú e Cajurú, associados a PT 4; sills de Reserva, Sapopema, Salto Itararé, Fartura e Limeira-Cosmópolis, associados à faixa PT 3.

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Figura 35. Corte geológico estrutural, com base em poços,

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sondagens

geofísicas para

água

subterrânea e afloramentos (DAEE, 1975), mostrando a atividade tectônica pós-basalto e pré-Bauru e pós Bauru.

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Esta feição revela um caráter compressional das tensões normais aos planos destas zonas de fraturamento na época do vulcanismo, dificultando o acesso do magma até a superfície, para a formação de diques. As estruturas NW têm uma monotonia maior na história deformacional. Foram ativas no permo-carbonífero, conforme revelou o mapa de isovariação, porém em menor intensidade que aquelas de direção NE. Ferreira (1982) e França e Potter (1988) atribuem grande importância aos lineamentos estruturais NW, para explicar as variações de espessura no Itararé. Entretanto, os mapas de contorno automático, os resíduos de análise de tendência e os variogramas de espessura da Série Rio Tietê (Soares et al., 1982) mostram que as direções MI (N 45 W), PR (N 20-30 E) e TP (NS) não tiveram influência maior na variação das espessuras. O estudo da variabilidade espacial das espessuras da Série Rio Tietê com variogramas (fig. 36) e a análise direcional destas variâncias (fig. 37). confirmam estas influências. Mostram também que a direção NS é a de maior variância, ou seja, cruza com maior frequência estruturas que controlaram as espessuras. A EW, contrariamente, é a direção de menor variação (Soares, 1988).

Figura 36..Variogramas direcionais de espessuras da série Rio Tietê (Cs-Pm) (seg. Soares, 1982)

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Figura 37. Diagrama de isovariancias mostrando o principal controle tectônico sinsedimentar permo-carbonífero em bacias leste-oeste por uma estruturação local ENE.

As estruturas WNW (direção Piquirí) e ENE (direção Pitanga), juntamente com a EW são aquelas que dominaram a variação de espessura, correspondendo a direções de estruturação contemporânea. O diagrama de isovariancias da figura 37 revela a influência das direções e a dimensão das estruturas influenciadoras. Para estruturas de até 100 km, a maior influência é da direção Pitanga (ENE), seguindo-se a Paranapanema (EW) e depois a Piquirí (WNW). Esta interessante revelação da análise geoestatística se ajusta aos dados da área de Sapopema (Paraná), na zona de falhas Pitanga-Quatiguá, faixa estrutural PT 3. Na área de Ibaiti, Figueira, Sapopema, existem cerca de 600 furos para pesquisas de urânio e carvão (Saad e Morrone, 1973; Soares & Cava, 1982). As variações finas de espessura do membro Triunfo (Artinskiano) mostram calhas EW (fig. 38) alojadas em zona de falha contemporânea de direção ENE. A morfologia da assembleia de estruturas é indicadora de transcorrência na direção Pitanga. A abundância de grabens pode ser indicador de regime extensional no plano de transcorrência (transtensão), porém, o alto central é indicador de regime compressional.

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O alto central revela um paleorelevo erosional (Soares & Cava, 1972) na discordância erosiva do limite Kasaniano/Artinskiano. Sobre este alto instalaram-se os grabens, como pode ser avaliado nas figuras 38A e B, controlando a sedimentação do Triunfo e a formação de bacias carboníferas. Esta organização estrutural e estratigráfica pode ser explicada por uma transcorrência compressional de pequeno deslocamento na fase erosiva, e distensional na fase deposicional, sempre com a tensão principal EW. O caráter distensional é revelado em estruturas de afloramentos e em testemunhos de sondagens do Membro Triunfo (fig. 39). Um testemunho de sondagens revela falhas em sedimentos inconsolidados, retomada posteriormente após a consolidação. Cinemática mergulho abaixo e mergulho acima pode ser identificada pelos indicadores. Na figura 39B, uma representação panorâmica de um corte no Membro Triunfo, mostra uma série de falhas com direção em torno de EW, direção dos grabens da figura 38 e rejeitos mergulho abaixo. A rotação dos planos estratigráficos oposta à dos estruturais é indicadora de falhas normais antitéticas.

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Figura 38. A. Mapa de isópacas do membro Triunfo (Artinskiano-Kunguriano) com indicação das falhas contemporâneas (Zona de falhas Pitanga-Quatiguá) e posteriores (falhamentos Cândido de Abreu, FCA; São Jerônimo-Curiúva, FSJC; Fartura, FF). B. Corte paleogeográfico nivelado na máxima inundação do Paraguaçu, mostrando a provável organização das fácies e falhas, baseado em Soares & Cava, 1982. (triângulos corresponde à localização dos furos cujos perfis e testemunhos foram utilizados)

É interessante notar que a deformação cessa o início da deposição transgressiva do membro Paraguaçú (Artinskiano), tal como é notado nas seções estratigráficas. Um modelo evolutivo coerente com estas informações prevê uma fase compressional este-oeste no final do Sakmariano (fig. 40), definindo uma paleogeografia de bacia subsidente estreita ocupada pelo mar Passinho com charneiras submetidas à erosão; no Artinskiano ocorre extensão com formação inicial de grabens e subsidência generalizada, acompanhada de transgressão no final. Os principais componentes tectônicos e estratigráficos da bacia nesta fase são mostrados no mapa da figura 41. Na parte leste, onde há bom controle estrutural e estratigráfico, a relação entre estruturas NE e isópacas do membro Triunfo é muito boa, indicando uma acumulação controlada pela

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estrutura. Nota-se que as bacias carboníferas estão sempre junto às falhas maiores e no lado baixo. Este arranjo explica também as direções de corrente opostas na Formação Rio Bonito. Após ter examinado com mais detalhe os indicadores de tectônica sinsedimentar, voltamos para rever a tectônica modificadora pós-Cretácea. O diagrama de fraturas de cisalhamento verticais com indicadores cinemáticos, a partir de medidas em diabásios na região do Arco de Ponta Grossa (fig. 42A), o exame de zonas de dilatação em diques (fig. 42B) e de filões de fluorita do Terciário (fig. 43) são os dados referenciais.

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Figura 39.

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. Indicações de falhamento sinsedimentar: A) representação esquemática das relações

estruturais em testemunho de sondagem, no depósito de carvão de Campina dos Pupos (Telemaco Borba (PR),indicando falhamento penecontemporâneo com a sedimentação no membro Triunfo da formação Rio Bonito,; ..(B) Exposição na cava da mina de Campo Alegre (Klabin), norte do Paraná. Nota-se o regime extensional sinsedimentar para falhas E-W, na transição Triunfo-Paraguaçu, Artinskiano-Kunguriano.

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Figura 40. Controle tectônico na paleogeografia do final do Sakmariano ao Artinskiano na evolução do Grupo Guatá.

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Figura 41. Controle tectônico na distribuição das fácies, espessuras e depósitos de carvão no Grupo Guatá (Permiano Médio).

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Figura 42.

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A. Diagrama de fraturas subverticais com indicadores cinemáticos em diabásios na região do arco de Ponta Grossa; B. Dilatação em diques; C, D, E. Decomposição em indicadores compatíveis e interpretação dinâmica. O regime 42 D, provavelmente seja do Terciário.

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Figura 43. Indicadores tectônicos no Terciário. Filões de Fluorita associados maciços

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alcalinos

Terciários de Bonito (RJ) (40Ma). A, B, C. Espessamento em fraturas extensionais (N70ESV) indicam movimento dextral nas fraturas transcendentes. Localiza-se sobre o bloco sudeste da Zona de Transcorrência do Sistema Lancinha-Cubatão-Além Paraíba. (A – Mapa do nível 25 m; B – Mapa do nível 100 m; C – Distribuição das fraturas direcionais. Simplificado de Becker e Valla, 1985).

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Os enxames de diques NW são bons indicadores de tração perpendicular, porém não indicam rotação. Já salientamos a indicação de compressão nos fraturamentos NE. Na figura 42B estão representadas feições comuns em diques na região, como exemplo no Morro do Cristo, na Baía de Guaratuba. Deflexões com dilatação indicam claramente rotação horária de blocos durante intrusão dos diques. Isto pode ser associado à rotação horária da América do Sul durante a abertura diferencial do Atlântico Sul. O somatório de rotações diferenciais nos diques, compensou a abertura do diferencial do Atlântico Sul. Explicação similar é apresentada por Chang e Kowsmann (1991). Já as movimentações posteriores dos diques, tal como indicada pela decomposição em fraturas com indicadores rotacionais compatíveis, podem ser interpretadas a partir de três regimes diferentes sucessivos (fig. 42C, D e E), com a tensão principal variando no quadrante nordeste. A ordem de superposição destes três eventos não é identificada nos indicadores cinemáticos nos diabásios. A presença de outros indicadores em alcalinas de idade conhecida tem sido procurada. Na intrusão alcalina de Bonito, no Rio de Janeiro (40 Ma), na continuação da faixa PT 1, as mineralizações filoneanas de fluorita apresentam zonas de espessamento indicando dilatação compatível com movimento horário nas fraturas de cisalhamento transcorrente. Apresentam também pequenas fraturas antitéticas, lateral esquerda. Este regime é compatível com o da figura 42 D. Os movimentos mais tardios do Terciário, no graben do Paraíba (Zalán, 1988; Riccomini, com. pess.), são indicativos de rotação lateral-esquerda nas falhas NE (PT 1) com componente compressional NNE-SSW, compatível com a cinemática da figura 42 C. Movimentos verticais diferenciais continuam no presente sendo de grande magnitude. Soares e Landim (1976) estimaram taxas médias de soerguimento regionalmente variáveis de 0,1 até 0,2 mm/a na região, no Terciário Superior, o que constitui valores anômalos em áreas cratônicas.

VII – CONCLUSÕES A análise e interpretação dos indicadores cinemáticos associados ao registro estratigráfico da Bacia do Paraná mostra uma história deformacional na região relativamente complexa por ser policíclica. Os elementos estruturais são amplos e de pequena amplitude. A história cinemática mostra um padrão cíclico bastante coerente.

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As fases iniciais dos ciclos tectônicos formadores das sequências tectono-sedimentares apresentam indicações de cinemática oposta às das fases finais, correspondentes às discordâncias. Nestas, várias estruturas deformacionais mostram uma tectônica compressional, o que indica uma tectônica distensional no início de cada ciclo. SÍNTESE DA EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA REGIONAL Na figura 44, a série de quadros objetiva sintetizar os eventos tectônicos regionais que antecederam, acompanharam e sucederam a Bacia do Paraná. Em primeiro lugar deve ser considerada a colisão intercontinental, suturando blocos continentais maiores como Amazônia, São Francisco, La Plata – Paraná, Bolívia e menores, ou micro continentes como Pelotas e Joinville. Faixas metamórficas e arcos magmáticos deformados por cavalgamento foram acrecionados nas zonas de sutura (1). As idades indicam 650 – 750 Ma para este evento (Soares, 1988). No vendiano (2), bacias molássicas de foreland iniciaram seu desenvolvimento, inclusive na região atualmente sob a Bacia do Paraná. A fase tardia da colisão é marcada por grandes transcorrências de direção N45-70E, com dobramentos escalonados subverticais e empurrões N20-30E e abundante intrusão de granitos sub-alcalinos rosados em zonas de alívio, até o final do Proterozoico. A principal estruturação em blocos é desta época: Sistema Ouro Fino (Jacutinga – Inconfidentes), correspondendo à PT 3; Sistema Cubatão (Lancinha – Caucaia – Guaraqueçaba), correspondendo à PT 2 – PT 1 – PT 10; Sistema Perimbó – Major Gercino, correspondendo à PT 11 e PT 12. As direções de empurrão N 25-30 E (Paraná), na faixa de sutura, corresponde à PR 1.

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Figura 44. Síntese de eventos na região da Bacia do Paraná.

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No Cambriano (3) inicia-se o resfriamento e relaxação litosférica com movimentos anti-horários nas falhas NE, gerando bacias molássicas vulcano-sedimentares em rombo-grabens (Castro, Guaratubinha, etc.) N 10-25 E. Estas bacias se desenvolvem até o Ordoviciano inferior e sofrem pequena deformação compressiva, como falhas de empurrão. Corresponde a um importante evento compressional nos Andes. No neo-Ordoviciano inicia-se o primeiro ciclo cratônico com deposição e flexura crescente para oeste. O início do ciclo é marcado pelo abatimento de blocos, formando grabens, como o de Seara, e possivelmente na área de Dourados até a calha do Rio Paraná. Não há indicações de um grande rifte precursor que explicasse a origem da bacia por evento de estiramento litosférico nesta época. Tirando-se a primeira centena de metros, a sequência ordovicio-siluriana é caracteristicamente uma sequência de bacia flexural. No final do Siluriano, correspondendo a outro evento tectônico compressional nos Andes paleozoicos e à orogênese Acadiana em toda a margem do Gonduana, ocorre soerguimento generalizado e erosão. Nova fase de relaxação litosférica e é retomada a subsidência no início do Devoniano, inicialmente em pequenos grabens e passando a achatamento litosférico e flexura generalizada, com extensiva cobertura de arenitos, sucedidos por folhelhos marinhos. Elevação de charneiras marginais indicadores de compressão ocorrem no Eifeliano, sucedidos por nova relaxação e expansão da área subsidente até o Frasniano. Durante o Mississipiano, intensa deformação orogênica nos Andes e generalizadamente nas margens do Gonduana (orogenia Herciniana), atinge a Bacia do Paraná com compressão em falhas transcorrentes, empurrões, soerguimento e erosão generalizadas. No Pensilvaniano, nova relaxação litosférica provoca a formação de grabens, com até 200 m de sedimentos sobrepostos aos altos da fase compressional anterior, e posterior subsidência flexural generalizada no limite Pensilvaniano-Permiano. Evento compressional no limite Sakmariano-Artinskiano provoca redução da área subsidente, alçamento das margens e falhamentos sinsedimentares com deposição deltaica. Subsequente relaxação conduz a expressiva expansão da área subsidente do Kunguriano ao Kasaniano. No final do Permiano, Tartariano até eo-Triássico (Scitiano), intensifica-se o soerguimento de charneiras marginais, migração da linha de base do sul, de oeste e norte para o interior da bacia, indicando compressão litosférica. Esta fase marcou importante atividade tectônica compressiva na Bacia do Paraná, culminando com a geração de falhas reversas, transcorrências, soerguimento e erosão generalizados.

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Corresponde novamente a importante evento compressional na junção do terreno patagônico à América e em toda a margem do Gonduana. No Triássico, nova fase de relaxação com formação de bacia periférica em torno de um amplo soerguimento desde o sul de Santa Catarina até o norte do Paraná, associado a um ou mais pontos quentes intracontinentais que antecederam a acompanharam o rifteamento continental iniciado no final do Jurássico. A rotação diferencial da parte sul da América do Sul, em relação ao norte ainda fixa, levou à abertura da charneira do arco com intenso falhamento e profusa intrusão dos diques de diabásio. No eo-Cretáceo, a atividade vulcânica se desenvolveu com pouca atividade tectônica, encerrando-se a principal fase de estiramento litosférico. No final do eo-Cretáceo (Aptiano), inicia-se a acumulação sedimentar num embaciamento controlado pelas estruturas NW, com provável distensão NE – SW. Este regime é substituído no meso-Cretáceo por distensões NW – SE, completando a evolução da Bacia do Bauru. Suaves deformações flexurais e falhas de rejeito de poucas dezenas de metros ainda se desenvolveram nas principais estruturas antigas. No Terciário, regime de esforços rotacionais com vetor compressional no quadrante NE, movimentaram novamente as falhas antigas, gerando grabens de orientação NE e soerguendo epirogenicamente extensas regiões. A evolução tectônica da Bacia do Paraná indica uma história de flexão litosférica intraplaca, induzida por uma sobrecarga e regulada pelo estado de tensões desta litosfera. Pequenas mudanças nas condições dinâmicas do macroambiente provocavam uma resposta do sistema bacia de forma a se ajustar a estas novas condições externas. A presença de uma força indutora da flexão e subsidência, a variação cíclica das condições dinâmicas externas, permissivas ou restritivas a esta flexão e a deformação produzida por esforços transmitidos das margens das placas, constituem os ingredientes maiores da evolução da bacia.

EVOLUÇÃO DEPENDENTE DO MACROAMBIENTE Esta concepção sistêmica de bacia permite incorporar matricialmente variáveis adicionais no sentido de explicar melhor o conjunto de fatos observados e predizer com maior probabilidade de acerto, feições que são respostas ainda não identificadas.

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A bacia é uma entidade individualizada como um sistema natural, vamos dizer geotectônico (fig. 45). É um setor tridimensional de uma litosfera continental que se individualizou como entidade receptora da carga hidráulica de águas e sedimentos de forma cumulativa. O contorno espacial deste sistema foi variável no tempo; pode ser definido na superfície, como a linha formada pelos pontos de inflexão da topografia, a partir de onde os gradientes hidráulicos são decrescentes para o interior da bacia. Esta linha flutua a montante e a jusante da linha de inflexão da subsidência litosférica, dependendo da carga externa de água ou sedimento. O sistema se estende em profundidade até o nível em que a litosfera é capaz de absorver os movimentos da bacia com resposta independente. Este nível situa-se em alguma posição na crosta inferior ou no manto, onde, com a subsidência, ocorre uma transferência lateral de matéria e define a espessura elástica efetiva da litosfera. O sistema é implantado como deflexão em uma placa continental flutuante sobre uma litosfera, derivando sobre a superfície do planeta em interação com outras placas; está submetida a taxas de aceleração e forças compressionais e tracionais variáveis no tempo. Esta placa é uma película, com propriedades físicas e geológicas definidas, com variação histórica, com espessura, densidade, viscosidade, elasticidade, fluxo de calor, etc.. Tem também uma estrutura definida, como estratificação e descontinuidades e está em equilíbrio dinâmico com seu macroambiente maior, a Terra: flutuações no campo gravitacional, na velocidade de rotação, na insolação, nas marés, etc., uma vez que o planeta não é um corpo isolado no universo. A função do sistema bacia é o de reajustar isostaticamente a litosfera, substituindo matéria densa em sua base por sedimento na superfície. Assim, o principal produto material da bacia é o sedimento acumulado. A força motora da bacia flexural, sua energia, é uma sobrecarga intra-litosférica, não suportada pela rigidez desta litosfera; representa uma energia potencial inicial que é transformada em deformação (energia de fricção) com a flexão da litosfera.

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Figura 45. Organização e estrutura dinâmica do Sistema Bacia Flexural, representado em seu macroambiente. As dimensões se referem à Bacia do Paraná. As variações nas forças motoras e resistoras do sistema, com o campo gravitacional externo, provoca contínuos cíclicos e episódicos ajustes na dinâmica evolutiva da bacia. a – fluxo de água; Rh – resistência devida ao estado de tensões da litosfera; b – fluxo de sedimento

Mr – momento de resistência à flexão; A – astenosfera; Mf – momento

fletor; Lt – litosfera termal; Mi – propriedades paramétricas dos materiais (densidade, constantes elásticas,

viscosidade,

condutividade, térmica, etc.); Le – Litosfera elástica; V – Cizalhamento

intra-litosférico, devido ao retardo rotacional ou à velocidade de deriva da placa; Fc – fluxo de calor; Psa – Amplificação da sobrecarga; M – manto superior; Px – força que resiste à flexão; Dh – Descontinuidade viscoelástica; Pv – Força motora associada à anomalia litosférica horizontal; Di – Descontinuidade inclinada; Dv – descontinuidade vertical; Ph – Resistência ao achatamento oferecida pelo geóide; Rv – Resistência devida ao empuxo.

Como a placa não é homogênea, existirão zonas endogênicas de transformação preferencial, ou canais de transformação de energia, tanto em planos horizontais como verticais ou inclinados. Nos planos horizontais ocorrerá deslocamento de placas elásticas interacamadas com zonas de fluição (Ranalli & Murphy, 1986; in Ranalli, 1987). Este tipo de deformação se manifestaria em estruturas de baixo ângulo. Nos planos verticais a fluição ocorrerá em linhas de movimento lateral, porque neste caso haverá maior relaxação de tensões diferenciais. Em planos inclinados ocorrerá movimentação mergulho

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acima, compressional, acima da superfície neutra de flexão, e extensional abaixo; ou ainda movimento adicional independente da superfície neutra de acordo com o estado de tração ou compressão da litosfera. Estas zonas de canalização da deformação e de calor em profundidade, corresponderão a falhamentos na crosta superior. Desenvolvem-se em descontinuidades litosféricas ou crustais herdadas, movimentando-se no sentido de absorver e anular a variação dinâmica imposta pelo meio externo. Na superfície, a flexão provocará gradientes hidráulicos que constituirão a principal fonte de energia para transporte de matéria para a bacia, sua sedimentação e ressedimentação; o vento, as marés, as ondas e as correntes subaquosas, são outras formas de energia ambiental externa que marcarão os processos deposicionais. A energia solar (calorífica, insolação) e química (eletrólitos) marcarão os processos de intemperismo, precipitação e diagênese. Algumas formas de energia e de matéria podem ser estocadas; por exemplo, detritos nas fases áridas e glaciais, que são remobilizados nas fases úmidas e interglaciais, carbonato e fosfato de cálcio dissolvido na água do mar nas fases de água fria ou de glaciações; gradiente sobrelevado da superfície deposicional em virtude de elevada taxa de subsidência, é uma forma de estoque de energia do sistema, sob a forma de energia potencial, podendo ser retomado com processos de ressedimentação. A energia mecânica também é estocada elasticamente até atingir o ponto de cedência ou o de ruptura e provocar uma deformação irreversível. A bacia tem um máximo de diferencial de energia no início, máximo de sobrecarga. Com o tempo, vai tendendo a reajustar isostaticamente, aumentado a entropia do sistema, ou seu grau de homogeneização. A resistência elástica à flexão, apresentada pela litosfera vai sendo reduzida por fluição nos níveis inferiores de tal forma que menor sobrecarga pode ainda provocar maior subsidência. Se ocorre aporte externo de energia ou amplificação temporária da resistência, a velocidade de operação do sistema se altera, ou mesmo se reverte. Este aporte externo energia pode ser vertical, acelerador, como o aumento de sobrecarga com a do nível do mar, ou desacelerador em caso contrário. Pode ser horizontal, por descompressão-tração litosférica, liberando o achatamento da superfície esférica e a expansão do comprimento de onda da área subsidente; ou por compressão litosférica, provocando maior resistência ao achatamento, redução da área subsidente. Estas resistências podem ser balanceadas pelas deformações internas, nas descontinuidades pre-existentes. Em qualquer caso vai haver uma compensação na evolução irreversível para a máxima entropia, ou seja, o sistema vai evoluir para o estado de compensação isostática.

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A estrutura do sistema pode ser representada por este achatamento da litosfera em relação a seu nível de equilíbrio dinâmico (geóide), produzido pela flexão. Este achatamento mantém a superfície do embasamento sempre acima da corda, o que implica em menor espaço disponível para acomodar o segmento da placa esférica (Soares, 1981). Esta litosfera achatada, no caso da Bacia do Paraná, se estende por uma superfície com 15 graus no eixo maior e 8 graus no eixo menor e menos de 2 graus na deflexão máxima, em relação ao geóide. A estrutura dinâmica do sistema pode ser representada como na figura 45. Os parâmetros são apropriadamente conhecidos, embora não apropriadamente quantificados, permitindo uma modelagem conceitual, pelo menos. O funcionamento do sistema bacia pode ser explicado por um balanço entre o somatório dos momentos fletores e o somatório dos momentos resistores: ze x z (Pv+ Psa – Rv) . x > ou < x o (Ph + Px + Rh) . z . x

As variáveis Psa e Rv ( > Psa) são crescentes com o tempo; Psa pode flutuar com variação no nível de base (NM) e com suprimento. No conjunto, o primeiro termo é decrescente e exprime a progressiva redução da energia. A variável Ph aumenta com a flexão e é o regulador do sistema; a variável P x (ou MR) determina a inércia do sistema ou momento de resistência à flexão e é decrescente com o tempo. R h é independente do sistema e representa incrementos externos de estímulo (Rh < 0) ou restrição (Rh > 0) ao funcionamento do sistema através do estado de tensões da litosfera e pode ser dependente de V. Como Z e, a espessura elástica da litosfera decresce com o tempo, o segundo termo tende também a ser decrescente com o tempo, porém dependente das tensões Rh aplicadas na placa. O tempo de vida deste tipo de sistema é de cerca de 400 milhões de anos, significando o tempo necessário para compensar isostaticamente uma sobrecarga em litosfera submetida a periódicas e episódicas flutuações na sobrecarga e na resistência. Este modelo conceitual genérico, explica adequadamente a evolução da bacia flexural como um sistema e permite incorporar as variáveis necessárias para ajustar-se à observação. A ciclicidade na evolução da bacia é explicada pela variação cíclica no macroambiente, termo Rh. Na figura 46 fazemos uma comparação com propriedades cíclicas da terra, o macroambiente maior do sistema bacia. Existe uma boa correlação entre a ciclicidade na insolação-evaporação, a ciclicidade na

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variação do nível do mar, na variação termal da água dos oceanos, nas glaciações, na variação da subsidência, nas fases de tração e compressão na bacia e nas margens continentais com o ano galático anômalo. O ano galático anômalo (Porenago, 1952; Benkó, 1985) é definido pelo intervalo de tempo necessário para que o sistema solar complete um ciclo de maior (fase apogalática) e menor (perigalática) proximidade do centro da galáxia. Tem uma duração de 176  20 Ma. Como principais efeitos tem-se: (1) a variação do campo gravitacional, portanto da sobrecarga na bacia; (2) a variação do raio da Terra, portanto da maior ou menor restrição ao achatamento e subsidência, e do maior ou menor volume das bacias oceânicas, flutuação do nível do mar; (3) aceleração e desaceleração da rotação da Terra e consequente rearranjo nos vetores de retardo das placas litosféricas, provocando maior frequência de colisões ou afastamentos; (4) variação na insolação em função da inclinação do eixo de rotação. É notável o ajuste entre os ciclos de soerguimento-subsidência da bacia e as mudanças de regime compressional para tracional, com os máximos de aceleração ou desaceleração da velocidade de rotação, coincidentes com a máxima variação no potencial gravitacional.

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Figura 46. Comparação entre a recorrência de diversos eventos do registro geológico, cíclicos e episódicos com os eventos de tectonismo vertical e horizontal na Bacia do Paraná e com as variações cíclicas devidas à órbita do sistema solar na galáxia. A comparação revela uma notável sincronicidade dos fenômenos geológicos com os efeitos da aceleração e desaceleração da velocidade de rotação da Terra. As tensões cisalhantes e axiais, do macroambiente litosférico, devidas ao retardo diferencial na velocidade das placas, interferem na função de reajuste isostático do sistema bacia, gerando seu caráter cíclico.

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