Bacia do Paraná

Bacia do Paraná

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

Bacia do Paraná

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

Keywords: Paraná Basin l Stratigraphy l stratigraphic chart Centro de Pesquisas da Petrobras/P&D de Exploração/Geologia Estrutural & Geotectônica e-mail: ejmilani@petrobras.com.br Centro de Pesquisas da Petrobras/P&D de Exploração/Bioestratigrafia e Paleoecologia Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS/IG) - Porto Alegre - RS Universidade Federal do Paraná (UFPR/DG) - Curitiba - PR E&P Exploração/Geologia Aplicada a Exploração/Modelagem de Sistema Petrolífero introdução

A Bacia do Paraná é uma ampla região sedimentar do continente sul-americano que inclui porções territoriais do Brasil meridional, Paraguai oriental, nordeste da Argentina e norte do Uruguai, totalizando uma área que se aproxima dos 1,5 milhão de quilômetros quadrados. A bacia tem uma forma ovalada com eixo maior N-S, sendo seu contorno atual definido por limites erosivos relacionados em grande parte à história geotectônica meso-cenozóica do continente. O flanco leste da bacia, aí compreendido o trecho entre o Sudeste brasileiro e o Uruguai, foi profundamente modelado pela erosão em função do soerguimento crustal associado ao rifte do Atlântico sul, tendo a remoção de seção sedimentar sido estimada em até 2.500 m (Zanotto, 1993). Já o flanco ocidental é definido por uma feição estrutural positiva orientada a norte-sul, um amplo bulge flexural relacionado à sobrecarga litosférica imposta ao continente pelo cinturão orogênico andino (Shiraiwa, 1994). Sobre o bulge inserem-se a região do Panta- nal Mato-Grossense e o Arco de Asunción. Para sulsudoeste, a bacia prolonga-se ao Uruguai e Argentina, enquanto a borda norte-nordeste parece representar um limite deposicional original, o que é sugerido pela natureza persistentemente arenosa das diferentes unidades sedimentares da bacia naquele domínio.

O arranjo espaço-temporal das rochas que preenchem a Bacia do Paraná constitui tema entre os mais presentes na bibliografia geocientífica brasileira, contando-se certamente em alguns milhares os trabalhos já publicados abordando os diferentes aspectos desta questão. Desde o último quarto do século passado, inúmeros pesquisadores envolveramse com a geologia da bacia, destacando-se o relatório de White (1908), que é considerado o “marco zero” na sistematização estratigráfica da Bacia do Paraná. Na história de investigação geológica da bacia, algumas obras assumiram particular relevância como sínteses de caráter regional, aí incluídos os trabalhos de Sanford e Lange (1960), Northfleet et al. (1969), Schneider et al. (1974), Soares et al. (1978), Almeida (1980), Fulfaro et al. (1980) e Zalán et al. (1990).

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O registro estratigráfico da Bacia do Paraná compreende um pacote sedimentar-magmático com uma espessura total máxima em torno dos 7 mil metros, coincidindo geograficamente o depocentro estrutural da sinéclise com a região da calha do rio que lhe empresta o nome. Um sem-número de unidades foram formalizadas neste século de estudos da bacia no intuito de descrever-lhe o arcabouço estratigráfico e compreender seu desenvolvimento geológico. O cumulativo de trabalhos produziu um quadro hoje bem amadurecido em seus aspectos litoestratigráficos. O posicionamento cronoestratigráfico dos sedimentitos da Bacia do Paraná, entretanto, ainda encerra uma série de questões pela falta de efetivos elementos bioestratigráficos de amarração às escalas internacionais de tempo geológico.

Milani (1997) reconheceu no registro estratigráfico da Bacia do Paraná seis unidades de ampla escala ou Superseqüências (Vail et al. 1977), na forma de pacotes rochosos materializando cada um deles intervalos temporais com algumas dezenas de milhões de anos de duração e envelopados por superfícies de discordância de caráter interregional: Rio Ivaí (Ordoviciano- Siluriano), Paraná (Devoniano), Gondwana I (Carbonífero-Eotriássico), Gondwana I (Meso a Neotriássico), Gondwana I (Neojurássico-Eocretáceo) e Bauru (Neocretáceo). As três primeiras superseqüências são representadas por sucessões sedimentares que definem ciclos transgressivo-regressivos ligados a oscilações do nível relativo do mar no Paleozóico, ao passo que as demais correspondem a pacotes de sedimentitos continentais com rochas ígneas associadas. As unidades formais da litoestratigrafia, quais sejam os grupos, formações e membros comumente utilizados na descrição do arranjo espacial dos estratos da bacia, inserem-se como elementos particularizados neste arcabouço aloestratigráfico de escala regional.

síntese evolutiva

A evolução tectono-estratigráfica da Bacia do

Paraná, no interior cratônico do Gondwana, conviveu com o desenvolvimento de ativos cinturões colisionais a ela adjacentes que definem uma extensa faixa posicionada junto à margem sudoeste do paleocontinente - os Gondwanides (Keidel, 1916), ao longo da qual, durante todo o Fanerozóico, tem tido lugar uma relação de convergência entre o Gondwana e a litosfera oceânica do Panthalassa. Uma série de episódios orogênicos é reconhecida na história fanerozóica dessa margem (Ramos et al. 1986). A geodinâmica da borda ativa do Gondwana influiu decisivamente na história evolutiva paleozóica-mesozóica da Bacia do Paraná. A análise integrada da subsidência da bacia, confrontada às grandes orogêneses acontecidas na borda continental (Milani, 1997), revelou uma relação entre ciclos de criação de espaço deposicional na área intracratônica e os referidos episódios orogênicos. A flexura litosférica por sobrecarga tectônica, propagada continente adentro a partir da calha de antepaís desenvolvida na porção ocidental do Gondwana foi interpretada como tendo sido um importante mecanismo de subsidência durante a evolução da Bacia do Paraná. Outros investigadores interpretaram diferentemente a origem e evolução da bacia: para Zalán et al. (1990), a contração térmica que teria sucedido aos fenômenos tectonomagmáticos do Ciclo Brasiliano seria um importante mecanismo ligado à implantação da sinéclise. Já para Fulfaro et al. (1982), um conjunto de calhas aulacogênicas orientadas segundo a direção NW-SE teriam sido “as precursoras da sedimentação cratônica”.

A implantação da Bacia do Paraná deu-se na forma de depressões alongadas na direção NE-SW, segundo a trama do substrato pré-cambriano (Milani, 1997). As zonas de fraqueza do embasamento, correspondentes ao arcabouço brasiliano impresso nessa região, foram reativadas sob o campo compressional originado na borda do continente pela Orogenia Oclóyica (Ramos et al. 1986), do Neo-Ordoviciano, originando, assim, espaço à acomodação da primeira unidade cratônica da bacia: a Superseqüência Rio Ivaí. O topo desse pacote é assinalado pela discordância neossiluriana, a que se associaram a exposição subaérea das unidades previamente acumuladas, significativa remoção erosiva e o estabelecimento de um vasto e regular peneplano.

Retomada a subsidência, acumulou-se a Superseqüência Paraná, devoniana, um pacote caracterizado por uma notável uniformidade faciológica em toda sua grande área de ocorrência. Sua espessura é variável, uma vez que a porção superior da Superseqüência Paraná foi severamente esculpida por sucessivos eventos erosivos superpostos, ocorridos entre o final do Neodevoniano e o Carbonífero Médio. Estes foram provavelmente pontuados por breves fases de sedimentação no Fameniano terminal e Eocarbonífero, com registros litológicos hoje quase totalmente perdidos por erosão, porém detectáveis por associações de palinomorfos dessas idades, retrabalhados no Gru-

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 267 po Itararé. A discordância neodevoniana (“pré- Itararé”) define um notável marco na geologia do Gondwana. Na Bacia do Paraná, demarca uma importante lacuna em sua história tectono-sedimentar, nela estando implícito um hiato de cerca de 70 Ma. Sua origem tem sido interpretada como decorrente primordialmente de fatores tectônicos ligados à Orogenia Herciniana (Zalán, 1991; López-Gamundí e Rossello, 1993). Contudo, a paleoposição em altas latitudes da placa gondwânica durante o Devoniano terminal e Eocarbonífero (Caputo e Crowell, 1985; Caputo et al. 2008), com o desenvolvimento intermitente de calotas de gelo em áreas próximas e também sobre parte da Bacia do Paraná, além do grande rebaixamento do nível do mar que deve ter acompanhado o ápice dessas glaciações, certamente constituíram fatores decisivos à atual inexistência de um registro mississipiano na bacia.

Com a migração do Gondwana para norte, a acumulação sedimentar na Bacia do Paraná foi retomada, no final do Westfaliano (Daemon e França, 1993; parte terminal do Moscoviano, de Gradstein et al. 2004). A implantação da sedimentação carbonífera sucedeu um tempo de profundas alterações tanto tectônicas quanto climáticas. O pacote que sucede à discordância neodevoniana, a Superseqüência Gondwana I (Milani, 1997), materializa um ciclo transgressivo-regressivo completo, fruto da invasão e posterior saída do Panthalassa sobre o interior do Gondwana. Sua porção mais inferior corresponde à sedimentação ainda diretamente ligada ao degelo da calota polar, sendo caracterizada por depósitos em que foram importantes os mecanismos ligados a fluxos de massa e ressedimentação. O ciclo sedimentar alcança condições de máxima inundação no Artinskiano e encerra com sistemas deposicionais continentais à entrada do Triássico. A acumulação da Superseqüência Gondwana I foi acompanhada de um progressivo fechamento da Bacia do Paraná às incursões marinhas provenientes de oeste. O caráter de bacia intracratônica vai então paulatinamente sendo assumido, e a bacia acaba sendo aprisionada no árido interior continental do Gondwana mesozóico.

A chegada do Triássico assistiu a uma distensão generalizada na porção sul do paleocontinente Gondwana (Uliana e Biddle, 1988). A Superseqüência Gondwana I da Bacia do Paraná, de ocorrência restrita às porções gaúcha e uruguaia da bacia, insere-se neste contexto regional e parece representar uma sedimentação acumulada em bacias do tipo gráben. O conteúdo fossilífero desses estratos, na forma de uma importante associação de vertebrados, possui grande identidade com a paleofauna presente em seções sedimentares da Argentina e África do Sul (Barberena et al. 1991). Com o continuar do Mesozóico, prosseguiriam as condições de erosão em ampla escala ligadas à abrasão eólica do substrato no interior do Gondwana, refletindo-se na Bacia do Paraná como a mais pronunciada lacuna de seu registro estratigráfico. Sobre a superfície assim estabelecida, acumular-se-iam extensos campos de dunas a partir do final do Jurássico, sucedidas pelas rochas magmáticas eocretácicas relacionadas aos momentos iniciais de ruptura do paleocontinente, no conjunto compondo a Superseqüência Gondwana I.

No Eocretáceo, a crosta terrestre foi submetida a um colossal fendilhamento, associado a magmatismo basáltico de proporções sem similares na história do planeta. Neste evento rompeu-se o megacontinente Gondwana e iniciou-se a evolução do oceano Atlântico Sul. O magmatismo Serra Geral marcou o fim de eventos de sedimentação extensiva na grande área interior do megacontinente. Após a abertura do Oceano Atlântico, a Plataforma Sul-Americana manteve o caráter ascensional generalizado - iniciado ainda ao tempo da sedimentação Botucatu - até que o acúmulo de quase 2.0 m de espessura de lavas basálticas determinasse a inversão deste comportamento, na busca de novo ajuste isostático da porção litosférica onde agora estavam acumulados os derrames Serra Geral. Cessadas as atividades vulcânicas e promovidos os ajustes isostáticos, definiu-se uma depressão sobre o pacote basáltico onde, no Neocretáceo, viria a se acumular a derradeira superseqüência na área ocupada pela Bacia do Paraná. O material siliciclástico proveniente de alteração e erosão de rochas paleozóicas e pré-cambrianas expostas nas bordas alcançou o interior após erosão e transporte por centenas de quilômetros. Fernandes e Coimbra (1996) excluem a seqüência neocretácea do registro sedimentar da Bacia do Paraná por considerá-la acumulada em uma nova bacia, denominada Bacia Bauru.

A sedimentação na Bacia Bauru ocorreu em condições semi-áridas, mais úmidas nas margens e desérticas em seu interior. Na região de Uberaba (MG) preservam-se registros de depósitos mais proximais originais da parte oriental, tais como associações de fácies areno-conglomeráticas, de leques aluviais e sistemas fluviais entrelaçados distributários. O avanço da sedimentação levou ao soterramento progressivo do substrato basáltico por extensa manta de lençóis de areia, com pequenas dunas e lamitos (loesse retido em baixios eventualmente úmidos/aquosos).

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Neste contexto, os poucos depósitos fluviais correspondem a fluxos desconfinados de enxurradas de deserto (wadis). No eixo central da calha elíptica ajustou-se um sistema regional de drenagem de nordeste para sudoeste, entre as bordas da Bacia Bauru e a periferia do deserto interior Caiuá, quente e seco.

Durante a deposição da Superseqüência Bauru houve dois períodos de maior intensidade de eventos intrusivos de natureza alcalina: 87-80 Ma e 70- 60 Ma (Almeida e Melo, 1981). Seu registro é caracterizado por corpos intrusivos que pontuam as molduras da bacia, mais freqüentes nas bordas setentrionais. No interior da bacia essa atividade ígnea foi registrada como sismitos em pacotes sedimentares, assim como na intensa silicificação de arenitos em áreas de intersecção de feições tectônicas regionais de direção SW-NE com o Arco de Ponta Grossa, na porção sul da bacia (Fernandes et al. 1993). O único registro de magmatismo extrusivo sinsedimentar conhecido são os analcimitos Taiúva, que ocorrem na borda leste da bacia no Estado de São Paulo.

Superseqüência Rio Ivaí

Rochas sedimentares supostamente prédevonianas foram primeiramente identificadas na bacia por Maack (1947), em mapeamento do flanco leste no Estado do Paraná. Em subsuperfície, o acompanhamento geológico relatou a presença de um pacote denominado “arenito pré-Furnas” na seção penetrada pelo poço de Alto Garças, em Mato Grosso. Mas somente a partir do final da década de setenta é que sedimentitos pré-devonianos seriam conclusivamente datados e mapeados, inicialmente no flanco norte (Faria e Reis Neto, 1978; Popp et al. 1981) e, a seguir, por correlação de dados de subsuperfície (Zalán et al. 1987), nas demais porções da Bacia do Paraná.

Ao pacote subjacente à Formação Furnas, uma vez individualizado e mapeado em escala de bacia, tem sido atribuídas diversas denominações em estudos de síntese publicados nos últimos anos. É assim que tanto a Superseqüência Rio Ivaí, de Milani (1997), quanto a Seqüência Ordovício-Siluriana, de Milani et al. (1995), a Seqüência Tectonossedimentar Ordovício-Siluriana, de Soares (1991), e o Grupo Rio Ivaí, de Assine et al. (1994), correspondem à mesma seção de sedimentitos e às rochas magmáticas associadas, bem representadas no poço de Rio Ivaí, no noroeste paranaense. O Basalto Três Lagoas (Milani et al. 1994) foi amostrado no poço epônimo, perfurado junto ao Rio Paraná na porção central da bacia, e constitui uma singular ocorrência de material ígneo associado aos sedimentitos Rio Ivaí.

Esta unidade, a mais antiga já identificada na

Bacia do Paraná, assenta-se diretamente sobre os diversos domínios do embasamento da sinéclise. Seu topo é demarcado por uma superfície de discordância de abrangência regional que justapõe os estratos eossilurianos da porção superior do Grupo Rio Ivaí, quando este exibe seu registro completo àqueles do Eodevoniano, da base da Formação Furnas. O pacote ocorre desde a porção catarinense da bacia até os estados de Mato Grosso e Goiás. Apresenta uma tendência regional de espessamento para oeste, rumo ao Paraguai oriental, onde encontra correspondência litoestratigráfica nos grupos Caacupé e Itacurubi, que lá alcançam uma espessura total em torno dos 1.0 m.

Três unidades constituem o Grupo Rio Ivaí: as formações Alto Garças, Iapó e Vila Maria (Assine et al. 1994). A Formação Alto Garças, com espessura máxima da ordem de 300 m, é essencialmente arenosa, podendo incluir um conglomerado basal quartzoso, que passa para arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada. Predominam nessa formação arenitos quartzosos finos a grossos, pouco feldspáticos, que na sua porção superior podem apresentar-se síltico-argilosos e de cor avermelhada. A Formação Alto Garças apresenta icnofósseis do gênero Skolithos (Milani, 1997), observados em testemunhos cortados no poço epônimo. Contudo, essa formação ainda não revelou um conteúdo fossilífero significativo que lhe indicasse a idade. Paleocorrentes em estratos cruzados de natureza fluvial, que aparecem na base dessa unidade, em afloramentos no flanco ocidental da bacia, apontam no sentido sudoeste.

A Formação Iapó é constituída por diamictitos de cores diversas, com matriz síltico-arenosa e clastos de natureza variada, cujo persistente posicionamento estratigráfico tanto em superfície quanto em seções de poços empresta-lhe a condição de um notável horizonte de correlação, desde o flanco setentrional da bacia até a porção centro-sul da mesma, já no Estado do Paraná. Seu contato abrupto com os arenitos da Formação Alto Garças denota uma importante descontinuidade na história de sedimentação. Os diamictitos Iapó são sucedidos pelos depósitos da Formação Vila Maria, cujos pelitos fossilíferos representam o marco estratigráfico mais importante de toda a Superseqüência Rio Ivaí.

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A Formação Vila Maria foi descrita por Faria (1982) a partir de estudos no sudoeste de Goiás. Para este autor, a denominação referia-se a todo o pacote de sedimentitos cratônicos estratigraficamente sotoposto à Formação Furnas, que na região estudada inclui diamictitos na base, folhelhos fossilíferos e arenitos intercalados a siltitos na porção superior. Posteriormente, Assine et al. (1994) redefiniram a unidade pela subtração dos diamictitos, por eles considerados como correspondentes à Formação Iapó. Desse modo, restringiram a Formação Vila Maria ao pacote pelítico sobreposto, que grada para termos arenosos no sentido do topo, no conjunto com poucas dezenas de metros de espessura. Os folhelhos são, em geral, de cor vermelha, micáceos e com aspecto ferruginoso, porém localmente cinza-escuros e bastante fossilíferos. Por sua vez, os arenitos e siltitos da porção superior exibem estratificação cruzada do tipo hummocky. Gretas de contração também ocorrem no intervalo superior (Faria, 1982), o que sugere uma eventual exposição subaérea da superfície deposicional.

O conteúdo fossilífero característico faz da Formação Vila Maria e, sobretudo, de sua correspondente paraguaia, a Formação Vargas Peña, um intervalo-chave para a cronoestratigrafia do Siluriano da Bacia do Paraná. Tomadas em conjunto, são registrados nessas unidades megafósseis marinhos como graptólitos, trilobitas, braquiópodos, gastrópodos, biválvios e ostracodes (Popp et al. 1981; Wiens, 1990; Boucot et al. 1991; Melo, 1993; Uriz et al. 2008), além de palinomorfos como quitinozoários (Wood e Miller, 1991; Grahn et al. 2000; Grahn, 2006), miósporos e acritarcos (Gray et al. 1985, 1994). Do ponto de vista bioestratigráfico, os elementos de maior relevância na caracterização da idade são os graptólitos (gêneros Monograptus e Diplograptus), quitinozoários e miósporos (Mizusaki et al. 2002; Mauller et al. 2004; Grahn, 2006). Tal associação posiciona o intervalo estratigráfico em questão no Llandovery (Eossiluriano), confirmado também pela datação absoluta (Rb–Sr) de pelitos da Formação Vila Maria (435,9 + 7,8 Ma, fide Mizusaki et al. 2002), que corresponderia à transição Aeroniano/Telychiano na escala geocronométrica de Gradstein et al. (2004). A mesma idade é indicada pelos graptólitos e palinomorfos da Formação Vargas Peña no Paraguai oriental (Mauller et al. 2004; Grahn, 2006; Uriz et al. 2008).

A sucessão de fácies no pacote Rio Ivaí documenta o primeiro ciclo transgressivo-regressivo da sedimentação cratônica da Bacia do Paraná. A natureza da sedimentação é dominantemente marinha, com o trecho transgressivo estendendo-se desde a base da unidade até o nível dos pelitos da Formação Vila Maria, que manifestam a máxima inundação desse ciclo sedimentar. Daí para o topo desenvolve-se a porção regressiva, de pequena expressão em território brasileiro devido à pronunciada remoção erosiva acontecida com o evoluir da discordância “pré-Furnas”. No Paraguai, o trecho regressivo encontra-se bem preservado, correspondendo aos arenitos finos, micáceos e fossilíferos da Formação Cariy.

Os sedimentitos devonianos que ocorrem

Superseqüência P araná no Sul do Brasil constituem de longa data temas de investigações científicas. Segundo Salamuni e Bigarella (1967), as primeiras descrições relativamente organizadas dos estratos devonianos da Bacia do Paraná são devidas a Derby (1878). Seguiram-se os trabalhos de Kayser (1900), Clarke (1913) e Kozlowski (1913), todos voltados para aspectos sedimentológicos e paleontológicos desse pacote. É atribuída a Oliveira (1912) a pioneira divisão do pacote devoniano da região meridional da bacia em “Grés das Furnas”, “Xistos de Ponta Grossa” e “Grés de Tibagi”. Evans (1894) definiu a “Série Chapada” referindo-se à seção devoniana aflorante no Estado de Mato Grosso.

Desde cedo, foi reconhecida uma divisão natural do pacote devoniano da Bacia do Paraná em duas unidades: um pacote arenoso inferior, a Formação Furnas, e outro pelítico, sobreposto a Formação Ponta Grossa. Mas se um consenso acerca do empilhamento estratigráfico foi logo estabelecido, o mesmo não pode ser dito acerca da nomenclatura desse pacote. Pairam, da mesma forma, importantes debates acerca da natureza da sedimentação Furnas (continental versus marinha), de sua idade (mormente a de sua porção inferior, afossilífera), e também quanto à sua relação de contato com a sobrejacente Formação Ponta Grossa (se transicional ou discordante). Dois termos, a “Série Paraná” (Moraes Rêgo, 1931) e a “Série Campos Gerais” (Oliveira, 1927), disputaram a primazia de nomear a seção devoniana da Bacia do Paraná. A partir de Lange e Petri (1967) tem prevalecido a denominação litoestratigráfica de Grupo Paraná, empregada por diversos pesquisadores até os dias atuais. O Grupo Paraná da litoestratigrafia encontra correspondência em denominações de cunho aloestratigráfico tais como Seqüência Tectonossedimentar Devoniana-Mississipiana (Soares,

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1991), Seqüência Devoniana (Milani et al. 1994) e Superseqüência Paraná (Milani, 1997).

O pacote devoniano da bacia, o Grupo Paraná, apresenta uma espessura máxima em torno dos 800 m, como no poço de Alto Piquiri, perfurado na região oeste do Estado do Paraná. Possança similar é observada no Paraguai oriental, onde a ocorrência de estratos devonianos em subsuperfície, sugerida já por Lange e Petri (1967), foi finalmente comprovada por trabalhos palinológicos efetuados pela Petrobras (inéditos). Na maior parte da bacia, esta superseqüência assenta-se sobre os estratos ordovício-silurianos do Grupo Rio Ivaí, mas também pode ser encontrado diretamente sobre os litotipos do embasamento da sinéclise. A base do pacote devoniano coincide com uma superfície de discordância notavelmente regular e aplainada, de tal sorte que sua geometria regional, em particular a da Formação Furnas, configura um imenso blanket, com cerca de 250 m de espessura em toda sua ampla área de ocorrência. O topo do pacote é assinalado por outra discordância regional, desenvolvida no final do Devoniano e sobretudo no Carbonífero. O estabelecimento desta superfície erosiva subtraiu importantes registros sedimentares da Bacia do Paraná, correspondentes ao Devoniano terminal e quiçá ao Eocarbonífero.

A Formação Furnas é representada por uma sucessão de arenitos quartzosos brancos, médios a grossos, caulínicos e exibindo estratificações cruzadas de várias naturezas. Próximo à base, são freqüentes leitos conglomeráticos com até 1 m de espessura. Na sua porção intermediária, dominam arenitos de granulometria média, que se intercalam a delgados níveis de siltito e folhelho muscovítico, salientando o aspecto estratificado desse intervalo. Cruzadas do tipo espinha de peixe ocorrem neste nível intermediário da formação (Assine, 1996). Para o topo, arenitos médios a grossos passam a dominar, mas também aparecem camadas de arenitos muito finos com estratificação do tipo hummocky. Em subsuperfície, a porção mais superior da Formação Furnas mostra um incremento paulatino nas leituras do perfil de raios gama, o que indica um aumento contínuo de argilosidade, evidenciando uma passagem gradacional para a Formação Ponta Grossa. As “camadas de transição” de Petri (1948), um conjunto de fácies com arranjo granodecrescente que inicia na base com o típico “arenito Furnas” e que culmina a algumas dezenas de metros acima nos folhelhos da Formação Ponta Grossa, parece materializar em afloramentos o referido intervalo de gradação indicado nos perfis de poços.

A Formação Ponta Grossa foi descrita inicialmente no Estado do Paraná, onde é representada por três membros: Jaguariaíva, Tibagi e São Domingos (Lange e Petri, 1967). O inferior, que materializa o afogamento dos sistemas transicionais da porção superior da Formação Furnas, é representado por folhelhos com cerca de 100 m de espessura, contendo lentes de arenito fino com estratificações retrabalhadas por ondas. Nos 20 m superiores desse pacote, ocorre um folhelho preto laminado, carbonoso, que configura um importante marco de correlação estratigráfica em subsuperfície, além de constituir potencial gerador de hidrocarbonetos gasosos em toda sua área de ocorrência, no domínio central da Bacia do Paraná. O Membro Tibagi, areno-síltico, corresponde à porção média da Formação Ponta Grossa, refletindo um contexto regressivo de progradação de sistemas deltaicos provenientes da borda nordeste, onde é bastante expressivo o aporte dos termos arenosos (Andrade e Camarço, 1982). O Membro São Domingos, dominantemente pelítico, documenta nova inundação em ampla escala, que fecha o registro devoniano pré-”struniano” da sinéclise. A Formação Ponta Grossa ultrapassa os 600 m de espessura em subsuperfície, com 300 m remanescentes em afloramentos. Sedimentitos devonianos ocorrem também no Uruguai, onde são reunidos sob a denominação de Grupo Durazno.

Assine (1996) demonstrou que os arenitos Furnas encerram um rico conteúdo icnofossilífero, importante argumento a favor da hipótese de acumulação em plataforma marinha rasa. A datação dessa unidade ainda é problemática no que diz respeito à sua porção inferior, sedimentada talvez ainda no Siluriano terminal. O mesmo não se aplica à porção superior, onde ocorrem – desde o Paraná até Goiás e Mato Grosso – pelitos portadores de plantas continentais do grupo das Psilophytales, conhecidas desde Bigarella et al. (1966), e hoje posicionadas no Lochkoviano superior não-terminal (Gerrienne et al. 2001). Os miósporos associados a essas tafoflórulas, inicialmente datados como praguianos por Dino e Rodrigues (1993), na verdade corroboram a idade Neolochkoviana indicada pelas plantas, e pertencem a palinozona Mórfon Emsiensis, de Rubinstein et al. (2005). Esta datação, aliada à relação de gradacionalidade entre as formações Furnas e Ponta Grossa em escala de bacia, confirma que o Grupo Paraná tenha se depositado - inteiramente ou na sua quase totalidade - durante o Devoniano.

Quanto às pesquisas bioestratigráficas na Formação Ponta Grossa, o trabalho de Clarke (1913), baseado num abundante acervo coletado em afloramentos no Estado do Paraná, é considerado um marco na classificação dos macrofósseis dessa unidade. Lange (1954)

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 271 e Sommer (1954) sintetizaram os conhecimentos acumulados até então sobre a paleofauna e a paleoflora do Devoniano paranaense, respectivamente. Na primeira, predominam invertebrados marinhos como braquiópodos, trilobitas, biválvios, gastrópodos, anelídeos e equinodermos. A tafoflora da Formação Ponta Grossa evidencia o sensível avanço evolutivo já alcançado no Devoniano, com representantes de Psilophytales, Lepidodendrales, Lycopsidales e Hyniales. Entretanto, foi por meio de zoneamentos palinoestratigráficos, estabelecidos em subsuperfície com base em quitinozoários (Lange, 1967; Grahn et al. 2000, 2002; Grahn, 2005; Gaugris e Grahn, 2006) e miósporos (Daemon et al. 1967; Loboziak et al. 1988, 1995, 1998; Dino et al. 1995; Melo e Loboziak, 2003), que se dataram com precisão os estratos Ponta Grossa. Os resultados das investigações mais recentes indicam que o pacote pelítico devoniano, preservado atualmente na Bacia do Paraná, depositou-se do Praguiano ao Neofrasniano não-terminal. Registros mais jovens do Devoniano foram erodidos, mas palinofloras relictas do Fameniano terminal (“Struniano”) foram documentados, possivelmente in situ, em diamictitos do poço Ortigueira, no Paraná (Loboziak et al. 1995).

Esses diamictitos, aqui informalmente designados segundo o poço de mesmo nome, ocorrem no testemunho n°14 (entre 953-954,5 m) e assentam-se sobre pelitos frasnianos da Formação Ponta Grossa. Foram analisados palinologicamente por Loboziak et al. (1995), que os atribuíram a palinozona LN da Europa Ocidental (Streel et al. 1987), equivalente à Zona LVa de Melo e Loboziak (2003), constatando ainda a presença de palinomorfos retrabalhados do Givetiano e Frasniano. Sua litologia foi descrita sumariamente por Caputo et al. (2008), como sendo diamictitos cinzentos, constituídos por clastos de granulometria variada (desde arenosa até seixos), dispersos numa matriz argilosa a síltica, micácea, maciça. Esse mesmo intervalo fora atribuído por Lange (1967) à Formação tendo sido posteriormente relacionado por geólogos da Petrobras ao Grupo Itararé (Formação Campo Mourão). Cumpre salientar que é praticamente impossível distinguir litologicamente os diamictitos neocarboníferos dos neofamenianos, estes com reduzida espessura, sendo necessário recorrer-se à palinologia para separá-los. Além disso, é comum o retrabalhamento de palinomorfos “strunianos” nos diamictitos do Grupo Itararé, conforme já salientado por Loboziak et al. (1995). Em função dessas ressalvas e até que sua mapeabilidade seja demonstrada, optou- se, aqui, pela informalidade nomenclatural do “diamictito Ortigueira”.

A Superseqüência Paraná constitui o segundo ciclo transgressivo-regressivo do registro estratigráfico da Bacia do Paraná. O pacote Furnas exibe uma característica assinatura transgressiva que vai culminar nos pelitos da base da Formação Ponta Grossa, estes documentando a primeira grande inundação do ciclo devoniano, durante o Praguiano – Eo-emsiano. Um segundo episódio de expansão marinha seria atingida no Mesodevoniano (transição Eifeliano/Givetiano), que promoveu uma conexão entre as bacias do Paraná e do Parnaíba, evidenciada paleontologicamente por megafósseis e palinomorfos. O afogamento marinho na Bacia do Paraná persistiu até pelo menos o Frasniano, embora não com a magnitude e o desenvolvimento anóxico observados então nas bacias paleozóicas do Norte brasileiro. No seu conjunto, o pacote Ponta Grossa registra condições de mar alto, sendo a seção dominantemente pelítica pontuada localmente por progradações arenosas, a mais significativa delas correspondendo ao Membro Tibagi.

Superseqüência Gondwana I

O pacote gondwânico da Bacia do Paraná, do qual esta unidade constitui a porção dominantemente paleozóica, tem-se constituído em inesgotável acervo para pesquisas há mais de um século. Isso é decorrente do interesse mineiro em função da existência dos leitos de carvão da Formação Rio Bonito, das ocorrências de urânio nesta mesma unidade e do potencial petrolífero - tanto pela presença de rochas geradoras como de rochas-reservatório - que esta superseqüência encerra.

Embora o registro inicial da seção gondwânica remonte a Derby (1878), foi White (1908) quem primeiro agrupou o conjunto de estratos em questão no “Sistema de Santa Catarina”, constituído pela “Série de São Bento” (“eruptivas da Serra Geral, grés de Botucatu e camadas vermelhas do Rio do Rasto”), “Série de Passa Dois” (“rocha calcárea da Rocinha, schistos da Estrada Nova, schisto negro de Iraty”) e “Série de Tubarão” (“schistos de Palermo, grés do Rio Bonito com estractos carboníferos, conglomerados de Orleans, grés amarellos e schistos em solo de granito”).

272 | Bacia do Paraná - Milani et al.

Em seus traços gerais, tal divisão pioneira mantém-se até hoje, sendo que a visão litoestratigráfica contemporânea do pacote permo-carbonífero da Bacia do Paraná deve-se em grande parte à síntese de Schneider et al. (1974). Num enfoque aloestratigráfico, Soares (1991) referiu-se a este pacote como Seqüência Tectonossedimentar Pensilvaniana-Permiana, enquanto Milani et al. (1994) designaram-no Seqüência Carbonífera-Eotriássica.

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