Bacia do Paraná

Bacia do Paraná

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A ausência de fósseis da coluna geocronológica padrão, tais como amonóides e conodontes, e a escassez de datações absolutas - uma vertente de pesquisa que só há poucos anos está sendo praticada para esse pacote - impedem um posicionamente geocronológico mais acurado das seções gondwânicas. As idades atribuídas às unidades dessa superseqüência são baseadas em dados paleontológicos advindos de diversos grupos fósseis, principalmente palinomorfos para as unidades dos grupos Itararé, Guatá e base do Passa Dois (Formação Irati), (Daemon e Quadros, 1970; Souza e Marques-Toigo, 2005; Souza, 2006) e vertebrados (tetrápodes da Formação Rio do Rastro, por exemplo Cisneiros et al. 2005; Lucas, 2006).

Idades absolutas têm sido obtidas mais recentemente, com relativa convergência de informações até o presente momento apenas para a Formação Irati (Santos et al. 2006; Rocha-Campos et al. 2007). De qualquer modo, pelo posicionamento estratigráfico relativo das diversas unidades, a obtenção de idades absolutas robustas para o horizonte Irati tem impactado fortemente o ajuste do biozoneamento desta seção à escala de idades absolutas, com alterações da ordem dos 30 Ma em relação aos esquemas anteriormente praticados. Está em curso uma verdadeira releitura da Estratigrafia do Permo-Carbonífero da Bacia do Paraná, e antecipam-se para os próximos anos novos resultados de forte impacto no tema.

A Superseqüência Gondwana I (Milani, 1997) engloba o maior volume sedimentar da Bacia do Paraná, aflorando num cinturão quase contínuo ao longo do perímetro da sinéclise e exibindo, em subsuperfície, uma espessura total máxima da ordem de 2.500 m. Esta unidade encerra em seu registro atributos sedimentares que refletem uma grande variedade de condições deposicionais sucedendo-se no tempo e evoluindo entre um contexto neocarbonífero de sedimentação com marcada influência glacial até um amplo e árido interior continental com domínio de campos de dunas eólicas já na chegada do Mesozóico.

Esta superseqüência inclui os pacotes sedimentares que, sob a ótica da Litoestratigrafia, caracterizam individualmente o Grupo Itararé e Formação Aquidauana, Grupo Guatá, Grupo Passa Dois e formações Pirambóia e Sanga do Cabral. No conjunto, esta grande unidade aloestratigráfica posiciona-se temporalmente entre o Moscoviano (Neocarbonífero) e o Scythiano (Eotriássico).

Durante boa parte do Eocarbonífero, o Gondwana sul-ocidental postou-se a elevadas latitudes e tornou-se o sítio de extensa glaciação continental. A presença de geleiras foi fator inibidor a uma efetiva organização de sistemas deposicionais e à acumulação sedimentar expressiva. Este período reflete-se no registro estratigráfico da Bacia do Paraná como uma significativa lacuna entre os estratos neodevonianos da Formação Ponta Grossa e os neocarboníferos do Grupo Itararé e Formação Aquidauana. Com a progressiva migração do paleocontinente para norte, afastando-se assim do foco da glaciação, a sedimentação - em um contexto periglacial - foi retomada nessa área, no final do Moscoviano.

A porção inferior da Superseqüência Gondwana I é representada pelos depósitos ainda diretamente ligados à fase de degelo dos grandes glaciares mississipianos. Para o Grupo Itararé e Formação Aquidauana, França e Potter (1988) definiram ciclos de sedimentação com afinamento de grão para cima que corresponderiam a mudanças climáticas cíclicas dentro do regime glacial, cada um deles ligado a uma subida do nível relativo do mar. Tais ciclos iniciam em pacotes arenosos que gradam para cima a seções argilosas, nessas últimas sendo comuns intercalações de lamitos seixosos (diamictitos). As maiores espessuras preservadas da seção glaciogênica encontram-se na porção centro-norte da bacia, onde atingem mais de 1.300 m. Para França e Potter (1988), a Formação Aquidauana equivale estratigraficamente ao Grupo Itararé, porém sua ocorrência restringe-se ao domínio setentrional da sinéclise e deste último se diferencia basicamente por sua generalizada oxidação e cor vermelha.

Constituem os depósitos glaciogênicos da Bacia do Paraná diamictitos maciços ou estratificados, com seixos e blocos de múltiplas litologias e áreas-fonte que evidenciam o trabalho das geleiras carreando imenso volume sedimentar para a bacia. As fácies arenosas, maciças, gradadas ou com ondulações unidirecionais totalizam o maior volume sedimentar do pacote glacial e correspondem, segundo Eyles et al. (1993), a contextos de sedimentação turbidítica. São comuns corpos arenosos apresentando deformações sinssedimentares ligadas a escape d’água ou dobras diversas. Os pelitos foram associados a processos de decantação quando

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 273 maciços, e a sedimentação turbidítica quando finamente laminados. Esses mesmos autores advogaram uma importante contribuição de fluxos gravitacionais na sedimentação glaciogênica da Bacia do Paraná, sendo para eles a presença de fácies de ressedimentação em todos os domínios da bacia uma forte evidência de um substrato acidentado e elevado aporte sedimentar. Dois outros litotipos, embora de ocorrência subordinada, são bastante característicos desse pacote: os “ritmitos” e os tilitos (Rocha-Campos, 1967). Os primeiros incluem os chamados varvitos, originados por variações climáticas sazonais em lagos periglaciais, enquanto os tilitos verdadeiros, de presença muito local no Itararé, relacionam-se a pavimentos estriados impressos no substrato pela ação mecânica da geleira em movimento, geralmente orientando-se a N-S ou NW-SE (Rocha-Campos, 1967; Gesicki et al. 1996). Com base nos palinomorfos (Souza, 2006, em parte reinterpretado no presente trabalho), ao Grupo Itararé é atribuída uma idade entre o Moscoviano terminal (Neocarbonífero) e o início do Sakmariano (Eopermiano), ao passo que a Formação Aquidauana - com seu conteúdo palinológico referido à “zona G” de Daemon e Quadros (1970) -, constitui um registro sedimentar exclusivamente neocarbonífero.

A deglaciação trouxe como conseqüência direta uma subida do nível relativo do mar, conceitualmente identificada como “transgressão permiana” por Lavina e Lopes (1987). Sucedem os estratos glaciogênicos o pacote sedimentar do Grupo Guatá, na porção meridional da bacia, e o das formações Tietê (senso Fulfaro et al. 1991) e Tatuí no domínio centro-norte; no Uruguai, equivale à Formação Três Islas. A par de distintas denominações locais, o pacote pós-glacial define uma cunha transgressiva em onlap de sul para norte que inicia com os depósitos da Formação Rio Bonito, tradicionalmente interpretados como constituindo um “extenso front deltaico” (Northfleet et al. 1969). Uma notável ciclicidade sedimentar pode ser observada no pacote Rio Bonito, traduzindo oscilações do nível de base na bacia de acumulação. Em função desta característica, em que se alternam pacotes ora dominantemente arenosos e ora pelíticos, a unidade foi dividida em três membros: Triunfo, Paraguaçu e Siderópolis (Schneider et al. 1974).

A tendência transgressiva da sedimentação pósglacial se manifesta desde a base do Grupo Guatá, sendo comuns retrabalhamentos dos lobos deltaicos por ação de marés. A completa seção da Formação Rio Bonito é pontuada por níveis marinhos em grande parte representados por tempestitos (Castro, 1991). A influência marinha pode manifestar-se como pacotes pelíticos de espessura importante, como é o caso do Membro Paraguaçu, no conjunto traduzindo uma progressiva subida do nível do “mar Palermo” que, a seguir, recobriria por completo a bacia. Localmente, sob condições de restrição lagunar ao longo da franja litorânea, desenvolveram-se turfeiras que deram origem aos carvões do Membro Siderópolis.

A unidade superior da Formação Rio Bonito compreende arenitos finos, siltitos e siltitos carbonosos que se intercalam a camadas de carvão (Bortoluzzi et al. 1987). O carvão ocorre na porção meridional da Bacia do Paraná, sendo Bonito, Barro Branco e Candiota, dentre outras, unidades de grande significado na Geologia Econômica da região Sul do País. As camadas de carvão na região de Candiota (RS) arranjam-se num padrão retrogradacional (Alves, 1994), sucedendo-se temporalmente de sul para norte segundo a tendência transgressiva que dominava a sedimentação em maior escala. No domínio norte, a seção correspondente aos intervalos médio e superior da Formação Rio Bonito, em conjunto com a Formação Palermo, são agrupados na Formação Tatuí (Schneider et al. 1974).

A Formação Palermo é constituída por siltitos e siltitos arenosos cinza-amarelados, sendo a conspícua bioturbação uma característica onipresente em sua ocorrência pela bacia. Arenitos finos em corpos de geometria lenticular e estratificação do tipo hummocky ocorrem localmente no Palermo. Folhelhos cinza-escuros também aparecem, compondo um horizonte de correlação regional relacionado à máxima inundação da Superseqüência Gondwana I (Milani, 1997). Tal horizonte configura igualmente um notável marco bioestratigráfico no zoneamento palinológico de Daemon e Quadros (1970), posicionando-se temporalmente no Artinskiano (Souza, 2006). No seu conjunto, o Grupo Guatá tem idades entre o Sakmariano e o Artinskiano.

Acima, a Formação Irati documenta um momento singular na evolução da bacia: uma efetiva restrição à circulação de águas entre a sinéclise e o oceano Panthalassa culminou por desenvolver um contexto ambiental hipersalino na bacia interior. Sob tais condições, acumularam-se carbonatos e evaporitos na porção norte, e folhelhos betuminosos na porção sul da bacia, estes exibindo um conteúdo orgânico quantitativo que atinge níveis dos mais elevados já registrados em depósitos sedimentares do planeta, da ordem de 23%, qualificando-os como um gerador em potencial para acumulações petrolíferas na área. Singular também é a paleofauna de vertebrados encontrada no Irati, com os gêneros Mesosaurus e Stereosternum, rép-

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teis que permitiram a Du Toit (1927), ainda muito cedo neste século, sugerir a deriva continental como uma possibilidade científica, em função da correlação de tais fósseis com os equivalentes encontrados nos depósitos da Formação Whitehill, na África do Sul. A Formação Irati, ajustada aos esquemas internacionais pela datação geocronológica de zircões nela presentes (cinzas vulcânicas), posiciona-se atualmente no neo-Artinskiano (Santos et al. 2006). Na sucessão sedimentar, segue a Formação Serra Alta um pacote de folhelhos cinza-escuros finamente laminados, produto de decantação de argila em um contexto marinho de baixa energia (Gama Jr., 1979) e interpretados como os depósitos relativos ao “afogamento” do “golfo Irati”. Na realidade, a última incursão marinha importante documentada na Bacia do Paraná.

A sedimentação Passa Dois “pós-Serra Alta” desenvolveu-se acompanhando uma definitiva tendência regressiva em grande escala. Sistemas continentais passam a dominar a bacia de acumulação, representando o assoreamento da bacia remanescente. Depósitos dominantemente pelíticos, com estruturas sedimentares ligadas à ação de marés na Formação Teresina, dão lugar a um complexo progradacional de red beds incluindo lobos deltaicos, pelitos lacustres, arenitos eólicos e depósitos fluviais (Lavina, 1988) da Formação Rio do Rasto, que se desenvolveram no sentido geral de noroeste para sudeste. No domínio paulista da bacia, a Formação Corumbataí, documentando um amplo sistema de planície de marés, é a equivalente litoestratigráfica da Formação Teresina. A fauna de vertebrados (pareiassaurídeos) da Formação Rio do Rasto, registrada em afloramentos do Paraná e Rio Grande do Sul (Cisneros et al. 2005), são referíveis aos faunacrons Gamkano e Hoedemakerano da biocronologia global de tetrápodes permianos de Lucas (2006), cuja idade é guadalupiana (mesopermiana). Contudo, o maior desenvolvimento em espessura sedimentar da Formação Rio do Rasto em subsuperfície permite especular-se que essa unidade possa atingir o Permiano Superior - Triássico inicial no interior da bacia, em seções não representadas na faixa de afloramentos.

Na porção gaúcha da Bacia do Paraná, uma espessa sucessão flúvio-eólica com até 500 m de possança, como constatado pelo poço de Alegrete, corresponde à Formação Sanga do Cabral, unidade que se prolonga ao Uruguai nos depósitos da Formação Buena Vista. O pacote Sanga do Cabral foi interpretado por Lavina (1988) como um equivalente lateral da Formação Rio do Rasto, que representaria o avanço para norte de sistemas continentais sobre os remanes- centes lacustres da “Bacia Passa Dois”. Tal interpretação, associada à presença de répteis da biozona de Lystrosaurus do Scythiano (Eotriássico) nos estratos da Formação Sanga do Cabral (Lavina, 1988), corrobora o posicionamento da porção terminal da Superseqüência Gondwana I no início do Mesozóico. No domínio setentrional, um contexto sedimentar análogo ao da Formação Sanga do Cabral é conhecido como Formação Pirambóia. Trata-se de depósitos fluviais e eólicos compondo uma cunha que se adelgaça para sudoeste no sentido da porção paranaense da bacia.

Em síntese, no arcabouço aloestratigráfico da

Bacia do Paraná, a Superseqüência Gondwana I documenta um ciclo transgressivo-regressivo completo, que se inicia na base do pacote glacial pensilvaniano, atinge condições de máximo afogamento marinho na Formação Palermo no Artinskiano, e encerra em depósitos continentais que colmatariam a sinéclise já no início do Mesozóico.

Superseqüência Gondwana I

O estabelecimento da ocorrência do Sistema

Triássico na Bacia do Paraná apresenta um forte vínculo ao pacote pelítico fossilífero da Formação Santa Maria, que ocorre na porção gaúcha da bacia e que, em termos de conteúdo fossilífero, não encontra analogia nos demais domínios da sinéclise. O posicionamento destes red beds com restos de vertebrados no arcabouço estratigráfico da bacia, pelo caráter limitado de sua área de ocorrência, tem suscitado controvérsias ao longo de sua história de investigação, iniciada com a definição das “Camadas Santa Maria” por Moraes Rego (1930) apud Baptista et al. (1984). Além disso, os pelitos Santa Maria ocorrem inseridos numa espessa seção dominantemente arenosa, em grande parte afossilífera, que abarca o intervalo entre o pacote reconhecidamente de idade permiana da Formação Sanga do Cabral e a Formação Botucatu, do Neojurássico-Eocretáceo, de tal sorte que diversos aspectos da estratigrafia desta porção da bacia ainda estão por ser adequadamente equacionados.

A identificação pioneira da presença de restos fósseis de vertebrados na seção sedimentar em questão remonta ao início do século (Woodward, 1907 apud Faccini, 1989). Investigações do conteúdo fossilífero da Formação Santa Maria que se tornaram clássicas foram

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 275 as de Huene (1928) apud Scherer (1994) e Huene (1942) apud Bortoluzzi e Barberena (1967), dedicadas ao estudo de répteis e reconhecendo já àquela época a maioria dos grupos presentes (Dicynodontia, Cynodontia, Pseudosuchia, Rhynchocephalia e Saurischia). Gordon Jr. e Brown (1952) apud Bortoluzzi e Barberena (1967), na pesquisa de plantas fósseis; Pinto (1956) apud Bortoluzzi e Barberena (1967), observando e descrevendo plantas fósseis e invertebrados (Crustacea e Insecta), e Price (1946, 1947) apud Bortoluzzi e Barberena (1967), igualmente voltada aos vertebrados fósseis.

Mas certamente estes estratos se notabilizaram na bibliografia geocientífica por sua paleoherpetofauna, tendo os estudos sistemáticos dos restos de vertebrados da Formação Santa Maria efetivamente implementados a partir da década de 70. Barberena (1977) mostrou a primeira subdivisão bioestratigráfica para o intervalo sedimentar da Formação Santa Maria, na forma de três cenozonas (Therapsida, Rhynchocephalia e Dicroidium). As duas primeiras baseadas em répteis e dotadas de extensão lateral considerável, ao passo que a última apóia-se em plantas fósseis e tem caráter fortemente local. Esse autor estabeleceu meticulosa correlação entre as zonas de associação e a fauna triássica da Argentina, concluindo por um posicionamento da seção sedimentar da Formação Santa Maria entre o Mesotriássico e o Neotriássico.

Em dados de subsuperfície, observa-se que a seção correspondente à Superseqüência Gondwana I exibe um contato basal nítido, em que depósitos pelíticos sobrepõem-se abruptamente aos arenosos da unidade anterior. Este contato abrupto, na realidade refletindo uma rápida “transgressão lacustre” sobre a superfície de discordância que marca o topo da Superseqüência Gondwana I, poderia ser indicativo de um episódio de afundamento acelerado do substrato e desenvolvimento de uma bacia faminta. O posterior preenchimento por aportes arenosos progradacionais encontra-se documentado nos dados de poços que amostraram essa seção sedimentar. O conjunto pelitos lacustres/progradações arenosas é recoberto em contato abrupto pelos arenitos da Formação Tacuarembó no Uruguai e pelos da Formação Botucatu no Rio Grande do Sul.

Assim, o conjunto de atributos da Superseqüência Gondwana I permite uma interpretação de que a subsidência meso-neotriássica da Bacia do Paraná poderia estar relacionada ao desenvolvimento de grábens distensivos assimétricos, acomodando-se a drenagem fluvial sobre a rampa flexural deste sistema, com mergulho regional do substrato para norte na porção gaúcha e para sul em uma calha uruguaia análoga, en- quanto que os pelitos lacustres teriam se acumulado junto às porções mais subsidentes. A ciclicidade observada neste pacote, em que se intercalam pelitos lacustres e arenitos fluviais, teria se desenvolvido em resposta a variações do nível de base do lago em função de um controle combinado da tectônica e do clima (Milani et al. 1998). A Formação Santa Maria, o clássico registro ladiniano-noriano da região central do Rio Grande do Sul, corresponde à sedimentação lacustre - e fluvial associada - que aconteceu em resposta a um pulso de subsidência nos grábens meso-neotriássicos da Bacia do Paraná. De todo o modo, a pronunciada erosão a que foi submetido este pacote, principalmente durante o desenvolvimento da ampla superfície de deflação eólica ligada à Formação Botucatu, dificulta sobremodo uma reconstituição mais confiável do contexto paleofisiográfico do Meso-Neotriássico da Bacia do Paraná.

Superseqüência Gondwana I

A Superseqüência Gondwana I, denominada como “Seqüência Jurássica-Eocretácica” na concepção de Milani et al. (1994), compreende o intervalo do registro estratigráfico da Bacia do Paraná em que se posicionam os sedimentitos eólicos da Formação Botucatu e os magmatitos da Formação Serra Geral. Tal seção, se acrescida do pacote sedimentar suprabasáltico, encontrará correspondência no Grupo São Bento, de Schneider et al. (1974). A Superseqüência Gondwana I é amplamente distribuída pela Bacia do Paraná, e seus sedimentitos continentais são representados dominantemente por fácies eólicas. A Formação Botucatu constitui-se quase totalmente, em toda sua ampla área de ocorrência, por arenitos médios a finos de elevada esfericidade e aspecto fosco, róseos, que exibem estratificação cruzada tangencial, de médio a grande porte, numa assinatura faciológica muito característica que possibilita um pronto reconhecimento do “deserto Botucatu” em todos os pontos em que aflora. Junto à base, localmente ocorrem ventifactos (Almeida e Melo, 1981) derivados de um persistente retrabalhamento eólico sobre depósitos fluviais subjacentes ao campo de dunas.

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

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sos, na forma de arenitos médios a grossos, em corpos lenticulares exibindo ciclos gradacionais, com arenitos conglomeráticos associados, interpretados como produzidos por episódios torrenciais (Almeida e Melo, 1981), num contexto alúvio-fluvial. Esta fácies repete-se ciclicamente com gradação para a fácies eólica, significando múltiplos eventos e uma certa proximidade a paleomargem do erg. Junto ao topo da unidade, e mesmo em lentes sedimentares intercaladas aos derrames basais do Serra Geral, são relatadas ocorrências de sedimentitos lacustres com até 10 m de espessura, na forma de ritmitos com termos argilosos, sílticos e arenosos arranjados segundo uma bem-definida estratificação plano-paralela (Almeida e Melo, 1981). Deve-se ressaltar, as fácies que não a eólica quebram apenas muito localmente o monótono e o amplo domínio dos campos de dunas e interdunas secas que constituem a Formação Botucatu.

Se por um lado inexistem dificuldades na individualização do Botucatu naqueles sítios em que ele é exclusivamente eólico, tornando-se bastante óbvio, nestes casos, o caráter discordante de seu contato basal, alguns embaraços surgem quando ocorrem em sua porção inferior estratos de origem alúvio-fluvial, o que é geralmente o caso na porção paulista da bacia. Fulfaro et al. (1980) apontam a dificuldade em se determinar a posição do contato Botucatu-Pirambóia, esta última faciologicamente caracterizada por sedimentitos flúvio-eólicos texturalmente similares aos da primeira. Soares (1972) considera transicional esta relação de contato, e engloba estas duas formações em sua “Seqüência T ectonossedimentar T riássico-Jurássico” (Soares, 1991). Caetano-Chang e Wu (1993), inserindo elementos de análise faciológica, argumentam a favor de uma discordância entre estas unidades, sendo a sedimentação Botucatu precedida pelo desenvolvimento de uma superfície de deflação eólica que se associaria a um hiato erosivo “de tempo relativamente curto”. Em subsuperfície, podese acompanhar a distribuição da Formação Botucatu em dados de poços, podendo-se perceber um espessamento desta unidade no sentido do domínio norte da Bacia do Paraná.

magmatismo Serra Geral

Dentre as características comuns às bacias cratônicas sul-americanas encontra-se o intenso vul- canismo fissural que as afetou no Mesozóico, constituindo ampla província magmática que, no conjunto de todas as áreas por ela compreendidas, define a maior manifestação ígnea não-oceânica durante o Fanerozóico e uma importante contribuição à geração da crosta continental do planeta. De alguma forma, a série de episódios magmáticos aí envolvidos está vinculada aos campos tensoriais e fenômenos endógenos que levaram à desagregação do Pangea. Na Bacia do Paraná, o evento traduziu-se como uma espessa cobertura de lavas, uma intrincada rede de diques cortando a inteira seção sedimentar e múltiplos níveis de soleiras intrudidas segundo os planos de estratificação dos sedimentitos paleozóicos. Praticamente nenhuma região da bacia foi poupada pela invasão magmática e, hoje, após mais de 100 Ma de retrabalhamento erosivo, ainda restam cerca de três quartos da área total da bacia recobertos pelas rochas ígneas da Formação Serra Geral, com uma espessura remanescente que se aproxima dos 2.0 m na região do Pontal do Paranapanema (SP).

De maneira generalizada, constituem a Formação Serra Geral termos petrológicos dominados por basaltos toleíticos e andesitos basálticos, ocorrendo subordinadas quantidades de riolitos e riodacitos (Peate et al. 1992). Geoquimicamente, ocorre uma diferenciação destas rochas ao longo da bacia em termos de conteúdo de TiO2 (Bellieni et al.

1984) e de elementos-traço, especialmente Y e Yb (Peate, 1989 apud Gomes, 1996). Tais pesquisas conduziram ao reconhecimento de uma distribuição estratigráfica seqüencial entre os termos geoquimicamente diferenciados, interpretada inicialmente por Peate et al. (1992) como devida a uma migração da fonte magmática de sul para norte ao longo da bacia. A abordagem geoquímica no estudo das rochas da Formação Serra Geral (Bellieni et al. 1984; Mantovani et al. 1985) definiu que na porção norte da bacia dominam rochas enriquecidas em TiO2 , ao passo que no sul prevalecem as pobres neste constituinte, tendo tais autores creditado esta variação a uma composição diferenciada já em nível de fonte primária do magma. O manto sob esta área não seria homogêneo em termos composicionais quando analisado regionalmente. Fodor et al. (1989), por seu turno, preferem explicar a variação do teor de TiO 2 por diferentes graus de assimilação crustal pelo mag- ma em seu trânsito até a superfície.

Em termos geocronológicos, com base em determinações pelo método K/Ar, as magmáticas Serra Geral foram assinaladas ao intervalo temporal de

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

Turner et al. (1994) apresentaram dados Ar/

Ar realizados a partir de amostras coletadas a diferentes níveis estratigráficos dentro do pacote de lavas, selecionadas adequadamente para caracterizar em termos geocronológicos os diversos tipos magmáticos da proposta de Peate et al. (1992). Os resultados demonstraram uma distribuição de idades decrescente a partir de 137,8 ± 0,7 Ma para níveis da base da capa ígnea, em subsuperfície no Estado de São Paulo, até 126,8 ± 2,0 Ma em amostras de superfície do Uruguai. Amostras provenientes da região trabalhada por Renne et al. (1992) forneceram resultados similares aos relatados naquele trabalho. Diques com direção NW-SE, incluídos no conjunto do Arco de Ponta Grossa, resultaram em 134,1 ± 1,3 Ma e 130,5 ± 2,8 Ma, enquanto outros de orientação NE-SW, amostrados ao longo da Rodovia Rio- Santos mostraram idades entre 133,3 ± 1,7 Ma e 129,4 ± 0,6 Ma. Este conjunto de resultados posiciona o evento Serra Geral entre 137 e 127 Ma.

Superseqüência Bauru

A cobertura pós-basáltica constitui unidade siliciclástica psamítica acumulada em condições semiáridas a desérticas. Tem espessura máxima preservada de cerca de 300 m e área de ocorrência de 370.0 km2, nos Estados de Minas Gerais, São Paulo, Paraná, Mato Grosso do Sul, Goiás e Mato Grosso, assim como no Nordeste do Paraguai. A Superseqüência Bauru tem contato basal discordante (não-conformidade), sobretudo com basaltos da Formação Serra Geral. Em sua base geralmente ocorre delgado estrato de aspecto brechóide com clastos angulosos de basalto, matriz arenosa imatura. Em termos litoestratigráficos, a Superseqüência Bauru é formada pelos grupos cronocorrelatos Caiuá e Bauru (passagem lateral gradual e interdigitada). O primeiro compreende as formações Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio. O segundo é composto pelas formações Uberaba, Vale do Rio do Peixe, Araçatuba, São José do Rio Preto, Presidente Prudente e Marília, além de rochas vulcânicas alcalinas intercaladas, os Analcimitos Taiúva (Fernandes e Coimbra 2000; CPRM 2004, 2006).

O Grupo Caiuá corresponde a trato de sistemas eólico interior do Deserto Caiuá (Fernandes, 2006): depósitos de complexos de dunas de cristas sinuosas eólicas de grande porte (draas), de região central de sand sea (Formação Rio Paraná); depósitos periféricos, de dunas eólicas de porte moderado, de cristas sinuosas, e interdunas úmidas/aquosas (Formação Goio Erê); e depósitos de lençóis de areia, em extensas e monótonas planícies desérticas, marginais do sand sea. (Formação Santo Anastácio). A Formação Rio Paraná compreende arenitos quartzosos finos a muito finos (raramente médios a grossos) marrons avermelhados a arroxeados, bem selecionados, supermaturos, com típica estratificação cruzada de médio a grande porte. Apresenta lamitos arenosos maciços intercalados, com menor freqüência. No Pontal do Paranapanema (SP) foram descritas dobras convolutas métricas entre porções não-deformadas, interpretadas como sismitos (Fernandes et al. 2007). A Formação Goio Erê é composta por arenitos quartzosos finos a muito finos (algumas vezes médios) marrons avermelhados a cinzaarroxeados, subarcoseanos, mineralogicamente maturos e texturalmente submaturos. Formam camadas tabulares com estratificação cruzada, alternadas com maciças, às vezes com laminação plano-paralela, ondulações de adesão, climbing ripples eólicos e pequenas dobras convolutas, todas descontínuas e mal definidas. A Formação Santo Anastácio é constituída por estratos tabulares de espessura decimétrica, de arenitos quartzosos subarcoseanos finos a muito finos, maciços, pobremente selecionados, com fração silto-argilosa subordinada.

O Grupo Bauru corresponde a depósitos de trato de sistemas de clima semi-árido, formado por leques aluviais marginais, lençóis de areia atravessados por sistemas fluviais efêmeros e zona endorrêica paludial, que alimentaram o deserto interior correspondente ao Grupo Caiuá. A Formação Vale do Rio do Peixe compreende estratos tabulares de arenitos finos a finos marrons claros rosados a alaranjado, de seleção moderada a boa. Intercalados com siltitos ou lamitos arenosos de cor creme a marrom, maciços ou com

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estratificação plano-paralela pouco definida, fendas de ressecação e feições tubulares (bioturbação). Os arenitos têm aspecto maciço ou estratificação cruzada tabular e acanalada de médio a pequeno porte ou estratificação/laminação plano-paralela grosseira (superfícies onduladas com climbing ripples eólicos, ondulações de adesão e planos com lineação de partição). Corresponde a depósitos eólicos de extensas áreas planas de lençóis de areia e campos de dunas baixas, com depósitos de loesse retidos em corpos aquosos efêmeros. No norte do Paraná há ocorrência restrita de conglomerados e arenitos conglomeráticos imaturos, ricos em ventifactos. Denominada Litofácies Mairá, foi interpretada como depósitos de deflação retrabalhados por enxurradas de deserto (wadis). A Formação Araçatuba caracteriza-se por estratos tabulares silto-arenosos muito finos, de cor cinza-esverdeado, de aspecto maciço, com estratificação plano-paralela, moldes e pseudomorfos de cristais fibrorradiados (gipsita), marcas onduladas (climbing ripples), gretas de ressecação e marcas de raízes. Apresenta freqüente cimentação e crostas carbonáticas paralelas à estratificação. Nas bordas de sua área de exposição ocorrem corpos com contatos e estratificação interna sigmoidal de baixa inclinação e/ou estratificação contorcida mal definida (deslizamentos subaquosos). Acumulou-se em ambiente paludial de águas salinas rasas e pouco agitadas, com períodos de exposição. A Formação Uberaba compreende arenitos muito finos a lamitos siltosos cinza-esverdeados a verde-oliva, com notável quantidade de grãos clásticos de perovskita. Ocorre em estratos tabulares e lenticulares, de estrutura maciça, com estratificação cruzada tabular/acanalada ou laminação plano-paralela. Apresenta intercalações secundárias de argilitos, arenitos conglomeráticos e conglomerados de matriz arenosa. Corresponde a depósitos de sistema fluvial entrelaçado e de fluxos em lençol.

A Formação Marília é composta por três membros: Serra da Galga, Ponte Alta e Echaporã. Os dois primeiros ocorrem apenas no Triângulo Mineiro (MG). Em São Paulo é representada apenas pelo seu Membro Echaporã, que também aflora no Triângulo Mineiro. O Membro Serra da Galga compreende arenitos grossos a finos imaturos, freqüentemente conglomeráticos, amarelo-pálidos a avermelhados, com intercalações secundárias de conglomerados e lamitos. Os arenitos apresentam estratificação cruzada tabular tangencial na base e acanalada, de médio a pequeno porte. Os conglomerados são texturalmente imaturos e polimíticos (quartzo, quartzito, calcedônia, nódulos carbonáticos remobilizados, arenitos, pelitos, fragmentos de basalto e outras possíveis rochas ígneas alteradas, além de fragmentos de ossos, ventifactos). Tem contato interdigitado complexo e irregular com o Membro Ponte Alta. Em afloramentos tal passagem corresponde a contatos bem definidos, geralmente entre litofácies não cimentadas (Serra da Galga) e litofácies intensamente cimentadas (Ponte Alta). Em termos regionais, o Membro Ponte Alta tem passagens graduais para o Serra da Galga em todas as direções. O Membro Serra da Galga reúne importantes jazigos de ossos de répteis de grande porte da bacia (dinossauros, crocodilos e quelônios), além de invertebrados. O Membro Ponte Alta é formado por unidades detríticas arenosas imaturas, intensamente cimentadas por carbonato de cálcio: calcários arenosos maciços, conglomeráticos de matriz arenosa (conhecidos como casco-de-burro), e calcários finos fragmentados. Os conglomerados são polimíticos (quartzo, quartzito, arenito, pelitos carbonáticos, basalto e fragmentos de outras rochas alteradas), de clastos subangulosos a subarredondados, centimétricos (2-7 cm; até 15 cm). Os calcários finos têm cor levemente esverdeada e textura de mosaico (pseudobrecha), com texturas de crescimento expansivo (displacive). Os membros Ponte Alta e Serra da Galga ocorrem intimamente associados. Regionalmente, a passagem entre as duas unidades é gradual, por variação da intensidade de cimentação, e algumas vezes brusca. Fernandes (1998) supôs que a diferenciação foi sobretudo pós-sedimentar, pela formação de zonas de calcretes freáticos (Membro Ponte Alta). Desta forma, ambos correspondem a depósitos de leques aluviais medianos a distais, com sistemas fluviais entrelaçados associados, com eventuais intercalações de depósitos de pequenas dunas eólicas. Nesse contexto, ocorrem ainda depósitos de fluxos densos esporádicos (clastos imersos em lamitos). O Membro Echaporã sustenta planaltos digitiformes, mais expressivos nas regiões de Marília e Echaporã. É constituído por estratos tabulares maciços em geral de 1 m de espessura, de arenitos finos a médios, imaturos, com frações grossas e grânulos em quantidades subordinadas, de cor bege a rosa-pálida. Em geral, os estratos têm maior desenvolvimento de nódulos e crostas carbonáticas no topo. Às vezes, discreta concentração de clastos na base. Raras vezes exibe estratificação cruzada de médio porte. As litofácies conglomeráticas, de poucos centímetros de espessura, são constituídas por intraclastos centimétricos (carbonáticos e lamíticos) e por extraclastos silicosos (quartzo, quartzito e arenito silicificado, alguns deles ventifactos). São freqüentes intercalações de delgadas lentes de lamitos arenosos de cor marrom de espessuras centimétricas a decimétricas (até 1 m), de base côncava e topo hori-

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 265-287, maio/nov. 2007 | 279 zontal. O Membro Echaporã encerra em São Paulo a Litofácies Rubião Júnior, de ocorrência restrita às imediações de Botucatu. Corresponde a depósitos mais proximais, correlatos geneticamente aos do Membro Serra da Galga em Minas. É composto por estratos arenosos médios a grossos, de seleção moderada a má, com intensa cimentação carbonáticas, intercalados com conglomerados polimíticos (basalto, dominantes, quartzo, quartzito, milonito, silexito, geodos de quartzo, nódulos carbonáticos remobilizados). O Membro Echaporã formou-se como depósitos de lençóis de areia, onde se desenvolveram calcretes freáticos e pedogenéticos. A Formação São José do Rio Preto compreende arenitos finos a muito finos com frações de areia média e grossa secundárias, de cor marrom claro a bege, com estratificação cruzada acanalada e tabular tangencial na base, freqüentemente conglomeráticos. A formação apresenta intercalações subordinadas de arenitos a siltitos com estratificação plano-paralela, marcas onduladas e lamitos argilosos maciços. Os clastos são nódulos carbonáticos, fragmentos de lamitos e argilitos, seixos silicosos, fragmentos de ossos e outros bioclastos. Exibe cimentação carbonática com freqüência. Corresponde a depósitos arenosos pouco maturos, freqüentemente conglomeráticos, de barras e planícies fluviais de sistemas de canais entrelaçados, amplos e rasos. A Formação Presidente Prudente é composta por arenitos muito finos a finos marrons avermelhados claros a bege e lamitos arenosos marrons escuros. As lentes arenosas exibem estratificação cruzada acanalada e sigmoidal (unidades de corte-e-preenchimento). Os estratos tabulares de arenitos e siltitos exibem estratificação plano-paralela, marcas onduladas, climbing ripples, brechas intraformacionais (argilitos, intraclastos carbonáticos, silicosos e fragmentos de ossos). Correspondem a depósitos de sistema fluvial meandrante arenoso fino, de canais rasos com sinuosidade relativamente baixa, composto pela alternância de depósitos de preenchimento de canais amplos, com depósitos de planícies de inundação/rompimento de diques marginais (crevasse). Estes últimos podem preservar esqueletos e carcaças menos desarticulados, como cascos de tartarugas. Os Analcimitos Taiúva (não-aflorantes) são rochas extrusivas de natureza alcalina intercaladas na parte superior Formação Vale do Rio do Peixe, com espessura máxima de 15 m. Ocorrem em subsuperfície, a noroeste de Jaboticabal (SP). Apresentam cor marrom claro avermelhado a amarelado, textura afanítica e feições de caráter vulcânico extrusivo (Coimbra et al. 1981; Coutinho et al. 1982) referências bibliográficas

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