Relatório final

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ 
 
 
ANA CLARA TORRES MULLER 
LUIZ HENRIQUE JORGE RIBEIRO 
LUIZ HENRIQUE SOARES 
 
 
 
 
 
 
 
 
RELATÓRIO GEOLÓGICO DA REGIÃO DE ALTO FORCAÇÃO, NO 
 MUNICÍPIO DE DOUTOR PEDRINHO/SC - 1:25.000 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CURITIBA 
2018 
 
 
 
 
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ 
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 
 
 
ANA CLARA TORRES MULLER 
LUIZ HENRIQUE JORGE RIBEIRO 
LUIZ HENRIQUE SOARES 
 
 
 
 
RELATÓRIO GEOLÓGICO DA REGIÃO DE ALTO FORCAÇÃO, NO 
 MUNICÍPIO DE DOUTOR PEDRINHO/SC - 1:25.000 
 
 
Relatório apresentado como requisito parcial à 
conclusão da Disciplina de Mapeamento 
Sedimentar (GC029) do curso de Geologia, Setor 
de Ciência da Terra, Universidade Federal do 
Paraná. 
 
Orientadores: Prof. Dra. Carolina Danielski Aquino 
 
 Prof. Dr. Fernando Vesely 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CURITIBA 
2018 
 
 
 
SUMÁRIO 
1. INTRODUÇÃO ......................................................................................... 1 
1.1. Objetivo ............................................................................................. 1 
1.2. Localização ....................................................................................... 1 
2. CONTEXTUALIZAÇÃO GEOLÓGICA ..................................................... 3 
2.1 Bacia do Paraná: Síntese Bibliográfica ................................................... 3 
2.2. Geologia Local ....................................................................................... 9 
2.2.1. Grupo Itararé ................................................................................. 10 
2.2.2. Grupo Guatá .................................................................................. 14 
2.2.3. Província Magmática do Paraná-Etendeka ................................... 15 
3. MATERIAIS E MÉTODOS ..................................................................... 17 
4. RESULTADOS ...................................................................................... 19 
4.1. Estratigrafia ..................................................................................... 19 
4.1.1. Fácies Sedimentares ................................................................... 19 
4.1.2. Associações de fácies e ambientes deposicionais ........................ 30 
4.1.3. Litoestratigrafia .............................................................................. 38 
4.2. Dados estruturais ............................................................................ 41 
5. DISCUSSÕES ....................................................................................... 45 
5.1. Evolução Geológica ........................................................................ 45 
5.2. Análise de paleocorrentes ............................................................... 48 
5.3. Análise estrutural .................................................................................. 50 
5.4. Aspectos Econômicos .......................................................................... 52 
6. CONCLUSÕES ...................................................................................... 54 
7. REFERÊNCIAS ..................................................................................... 55 
ANEXOS ......................................................................................................... 60 
 
 
 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
Figura 1: Figura de localização da área estudada. ........................................... 2 
Figura 2: A) Modelo paleotectônico da margem sul-ocidental do Gondwana 
durante o Neo-Ordoviciano segundo Milani (2004). B) Mapa de localização da Bacia 
do Paraná segundo Schneider et al.(1974). ................................................................ 3 
Figura 3: Carta cronoestratigráfica da Bacia do Paraná (Milani et al., 2007). ... 8 
Figura 4: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná (Rios,2017 
modificado de Milani, 2004)......................................................................................... 9 
Figura 5:Correlação das cinco seqüências definidas para o Grupo Itararé com 
as colunas litoestratigráficas propostas em superfície (Schneider et al, 1974) e 
subsuperfície.(França & Potter, 1988) extraído de Vesely, 2006. ............................. 11 
Figura 6: Coluna estratigráfica mostrando a divisão do Grupo Itararé em três 
sequencias de deglaciação segundo d'Avila, 2009 por Aquino, 2016. ...................... 12 
Figura 7: A) Contato entre fácies Smr-i e R; B) Fácies R; C) Estratos 
deformados da fácies Rd; D) Smr-i e R intercalados E) Smr-i com marca de sobrecarga 
F) Fácies Sa. ............................................................................................................. 21 
Figura 8: Ritmito com clasto caído da fácies Rc ............................................. 25 
Figura 9: Afloramento da fácies Rrs no Ponto 28. .......................................... 26 
Figura 10: A) Ritmito com B) ripples da fácies Rrs. ........................................ 26 
Figura 11: A) Diamictito maciço com clasto centimétrico de granitoide; B) Fóssil 
lenhoso na fácies Dm. ............................................................................................... 29 
Figura 12: A) Contato entre basalto sob folhelhos da fácies Fc; B) Esfoliação 
esferoidal na fácies B. ............................................................................................... 29 
Figura 13: Folhelhos da associação de fácies 2 sob arenitos da associação de 
fácies 3. ..................................................................................................................... 32 
Figura 14: Associação de fácies 3. A) Intercalação de Smr-i e Rrs com B) 
Marcas onduladas e C) Intraclasto na fácies Smr-i. .................................................. 34 
Figura 15: A) Turbiditos da AF3 e B) a relação entre seus estratos; C) Smr-i da 
AF3 com marcas de sobrecarga sobre Rrs e D) camdas amalgamadas. ................. 36 
Figura 16: A) Afloramento de AF4 no ponto 9; B) Ripples deformadas da fácies 
Rd; C e D) Ritmitos com laminação muito deformada evidenciando slump. ............. 37 
Figura 17: Gráfico de roseta construído a partir das medidas de fraturas da área 
5, n=22. ..................................................................................................................... 42 
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Figura 18: Medidas de paleocorrentes para área 5. Em ordem a partir da 
esquerda: Unidade 3 (n=34); Unidade 4 (n=5) e Unidade 5 (n=32) .......................... 43 
Figura 19: estereograma gerado a partir das atitudes de estratos e laminações 
da área 5, n=69. ........................................................................................................ 44 
 
 
 
 
 
 
LISTA DE TABELAS 
Tabela 1: Identificação das fácies, caracterização e processos deposicional. 
Baseado em Miall (1978; 1996) e Eyles et al. (1983). ............................................... 20 
Tabela 2: Tabela de associação de fácies, identificação das associações e 
sistema deposicional. ................................................................................................ 30 
Tabela 3: Unidades estratigráficas mapeadas e sua correlação litoestratigráfica 
se acordo com Schneider et al, (1974). ..................................................................... 39 
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1 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
1.1. Objetivo 
 
Esta nota explicativa é referente ao mapeamento geológico realizada durante 
a disciplina de Mapeamento Sedimentar (GC-029), pertencente ao 8º Período do 
Curso de Graduação em Geologia da Universidade Federal do Paraná. O trabalho tem 
como objetivo apresentar os dados obtidos durante a realização do mapeamento 
geológico da área 5, em escala de 1:25.000, em conjunto com uma interpretação da 
evolução da sedimentação e disposição dos estratos, como também a determinação 
dos sistemas deposicionais, sempre buscando correlacionar os trabalhos já existentes 
sobre a região, com os dados obtidos no mapeamento. Além disso, busca-se retratar 
a real influência de ações glaciogênicas na deposição dos estratos, tendo por fim uma 
análise dos potenciais recursos econômicos e riscos geoambientais na região. 
 
1.2. Localização 
 
A região mapeada encontra-se ao norte do estado de Santa Catarina no 
Município de Doutor Pedrinho - SC, a área 5 possui aproximadamente 32 Km2 
localizada entre as coordenadas UTM 22J 634.600 e 642.700 (Leste); 7.043.800 e 
7.039.800 (norte). O acesso a cidade de Doutor Pedrinho foi realizado a partir de 
Curitiba através da Rodovia BR-116 sentido Mafra/SC, posteriormente adentrando na 
BR-280 sentido Rio Negrinho/SC, na qual seguiu-se pela Rodovia SC-112 rumo à Vila 
de Volta Grande (Distrito Rio Negrinho/SC). Alguns quilômetros seguindo no sentido 
sul pegou-se o acesso à Rodovia DPE-410, na qual tem ingresso direto ao centro do 
município de Doutor Pedrinho. Outra possibilidade de acesso se dá pela BR-477, com 
ínicio no município de Canoinhas – SC, sendo essa última, a principal via de acesso 
transpondo a área mapeada, na qual também se encontra o maior número de 
afloramentos estudados. 
 
2 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1: Figura de localização da área estudada. 
3 
 
 
 
2. CONTEXTUALIZAÇÃO GEOLÓGICA 
 
2.1 Bacia do Paraná: Síntese Bibliográfica 
 
Localizada no continente Sul-americano, a Bacia do Paraná possui 
aproximadamente 1,5 milhões de metros quadrados (Schneider et al, 1974) que se 
estendem desde o Brasil meridional até o nordeste da Argentina, como mostrado na 
figura 1. O estudo desta bacia é feita pelo menos desde o início do século passado, 
destacando o trabalho pioneiro apresentado por Israel C. White para a “Comissão de 
Estudos das Minas de Carvão de Pedra do Brazil” em 1908. O resultado deste estudo 
foi uma das primeiras e mais clássicas colunas estratigráficas do Brasil, denominada 
“Coluna White” cuja importância geológica e histórica perdura até a atualidade 
(Orlandi Filho et al, 2009). Desde então muitos estudos tem sido feitos na bacia, 
principalmente afim de aprofundar o conhecimento sobre sistemas petrolíferos no 
Figura 2: A) Modelo paleotectônico da margem sul-ocidental do Gondwana durante o 
Neo-Ordoviciano segundo Milani (2004). B) Mapa de localização da Bacia do Paraná segundo 
Schneider et al.(1974). 
4 
 
 
país, sendo que os artigos e trabalhos mais relevantes ao presente trabalho serão 
descritos e/ou resumidos neste capítulo. 
 
 
Apesar da existência de uma vasta bibliografia a respeito da Bacia do Paraná, 
como já mencionado, ainda há divergências sobre sua evolução geológica, 
especialmente sobre seu arcabouço e contexto tectônico-estrutural, sendo possível 
sumarizar duas linhas de raciocínio distintas principais para essa discussão, 
resumidas nesta seção. 
A mais antiga proposta de origem e evolução da bacia considera um contexto 
geológico estável para sua formação. Situada sobre um núcleo central cratônico, a 
origem da Bacia do Paraná estaria associada a um processo de flexura litosférica 
(Soares, 1991; Fúlfaro et al., 1982 e Zálan et al.,1987). Vale destacar que mesmo 
dentro desta vertente ocorrem desacordos entre os autores que a defendem: 
enquanto Zalán et al (1987) postulam a participação também de processos de 
subsidência mecânica decorrentes do fim do ambiente compressional Brasiliano,por 
exemplo, Soares (1991) nega a participação destes processos no início da 
acomodação da bacia. 
Outra linha de pensamento refere-se ao que é defendido principalmente por 
Milani (1997), Milani e Ramos (1998) e Milani et al (2007). Estes autores postulam 
uma série de episódios geotectônicos mais dinâmicos, Neo a Meso- Paleozoicos, 
como origem da bacia. A subsidência do terreno, para estes autores, é inicialmente 
transtensiva e relacionada principalmente a reativação de estruturas do substrato 
Brasiliano durante a orogenia Ocloyca, que ocorria nas margens do Gonwana Sul. A 
figura 3 mostra como Milani et al. (2007) inclui também um contexto tectônico 
policíclico na formação do arcabouço estrutural da Bacia do Paraná, também 
abarcando episódios flexurais e isostáticos em sua evolução geológica. 
Para uniformizar as informações no presente relatório, serão priorizadas as 
conclusões de Milani et al (1997), Milani e Ramos (1998) e Milani et al (2007), 
juntamente com outros autores que adicionam informações e corroboram com as 
interpretações destes trabalhos. 
Segundo Milani (1997), a Bacia do Paraná é basicamente composta por rochas 
sedimentares e vulcanogênicas formadas desde o Neo-Ordoviciano até o Neo-
Cretáceo, separadas em seis supersequências (Vail et al 1977 apud Milani 1997) a 
5 
 
 
saber: Rio Ivaí, Paraná, Gondwana l, Gondwana ll, Gondwana lll e Bauru, em ordem 
decrescente de idade. 
A Supersequência Rio Ivaí é a mais antiga da bacia, com idade Ordoviciano-
Siluriano. Esta entidade engloba os estratos sedimentares depositados sobre o 
grande golfo conectado ao Panthalassa que se consolidava na região, originando as 
rochas das Formações Alto Garças, Iapó e Vila Maria (Milani, 1997). Assine (1996) 
corrobora essa divisão e descreve os sedimentos do Rio Ivaí como arenosos costeiros 
na base (Fm. Alto Garças), encimados por diamictitos polimíticos glaciais (Fm. Iapó) 
e no topo descreve-os como pelitos plataformais (Fm. Vila Maria). Apesar dos esforços 
para caracterização dessa superquencia, muitas dúvidas ainda restam, 
principalmente sobre sua geometria e correlações espaciais visto que não há 
afloramentos muito contínuos das camadas e as informações de subsuperfície são 
muito esparsas (Milani, 1997). 
Delimitando o topo da Supersequência Rio Ivai encontra-se a discordância 
Neossiluriana, uma superfície erosiva formada por exposição subárea do relevo que 
precede a deposição da Supersequência Paraná (Milani et al., 2007). Com origem e 
evolução datada principalmente no Devoniano, a Supersequência Paraná é 
caracterizada por um ciclo transgressivo-regressivo, sedimentando os depósitos 
areno-conglomeráticos encimados por depósitos pelíticos fossilíferos que 
correspondem às Formações Furnas e Ponta Grossa, respectivamente (Milani,1997; 
Milani 2004 e Milani et al., 2007). Para Almeida et al (1980), a sedimentação 
Devoniana na Bacia do Paraná permite definir a participação de uma sinéclise em sua 
evolução estrutural. Após a formação destes estratos sedimentares, intensos 
processos erosivos ocorridos no intervalo do Neodevoniano ao Carbonífero Médio 
esculpiram sua superfície, gerando um importante marco estratigráfico da Bacia do 
Paraná, a discordância Neodevoniana, “pré-Itararé” (Milani et al., 2007). Esta 
discordância determina um hiato deposicional de cerca de 70 Ma, relacionada a 
Orogenia Herciniana segundo Zalan et al (1990) e também associada ao 
rebaixamento do nível do mar, decorrente da glaciação que se formava na região, 
segundo Milani et al (2007). 
Sobre essa discordância formou-se a Supersequência Gondwana l composta 
principalmente pelo Grupo Itararé na base, seguido pelo Grupo Guatá e sobrepostos 
pelo Grupo Passa Dois. Essa classificação de Milani (1997) é semelhante àquela 
proposta por Schneider et al (1974) para o então denominado Supergrupo Tubarão, 
6 
 
 
cuja principal diferença é a separação do Grupo Passa Dois desta entidade geológica. 
De modo geral, essa Supersequência é um ciclo deposicional de transgressão-
regressão completa, com registros basais geralmente glaciais, tanto continentais 
como marinhos, no Grupo de Itararé, sucedidos por evidências de um ambiente 
sedimentar com aumento do nível do mar associado a deglaciação (Grupo Guatá). 
Por fim, ocorreu a deposição do Grupo Passa Dois, encerrando um extenso processo 
de continentalização da bacia, culminando na deposição de sedimentos eólicos 
eótriássicos das Formações Sangra do Cabral e Piramboia (Scheneider,1974; França 
e Potter, 1988; Milani,1997; Milani & Ramos, 1998; Milani et al, 2007). Nessa 
Supersequência estão a maioria dos litotipos encontrados na área em estudo, sendo 
que os principais aspectos dos Grupos Itararé e Guatá serão retomados e detalhados 
na próxima seção deste capítulo. 
No início do Triássico, a Bacia do Paraná encontra-se majoritariamente 
continentalizada, predominando o clima árido no seu ambiente deposicional (Milani et 
al, 2007). Nesse período ocorreu ainda a consolidação da Supersequência Gondwana 
ll, restrita à sedimentação em grábens onde hoje se encontra o Rio Grande do Sul e 
Uruguai e cujo conteúdo fossilífero indica uma importante correlação com sequencias 
sedimentares da Argentina e África do Sul (Barbaerma et al.,1991 apud Milani, 2007). 
Apesar desse ciclo sedimentar, o que mais demarca o intervalo Triássico-Jurássico 
na bacia é um hiato deposicional, principalmente associado a deflação eólica que 
precede a sedimentação da Formação Botucatu (Milani, 1997; Milani etal,2007). 
O predomínio da erosão do terreno estendeu-se até o início do Cretáceo, 
quando se iniciou a deposição de dunas e areais eólicas características do ambiente 
desértico que formou os estratos da Formação Botucatu (Milani et al.,2007; Schneider 
et al,1974). Os arenitos dessa Formação são os primeiros do que Milani (1997) 
classificou como Supersequência Gondwana lll. Esta Supersequência é caracterizada 
principalmente pela presença de rochas vulcânicas associadas ao magmatismo Serra 
Geral sobrepondo os arenitos eólicos do deserto Botucatu, com algumas intercalações 
ao longo da estratigrafia dessa sequência (Schneider et al,1974; Milani, 1997). Por 
fazerem parte da área em estudo, as rochas da Província Magmática Paraná-
Etendeka serão descritas mais adiante neste capítulo. Em suma, o vulcanismo fissural 
associado ao rompimento do Supercontinente Gondwana foi a origem das rochas 
vulcânicas geralmente basálticas que caracterizam a Formação Serra Geral 
7 
 
 
(Schneider et al,1974; Milani, 1997), atualmente incorporada a Província Magmática 
Paraná-Etendeka (Peate et al.,1992; Marques & Ernesto,2004). 
Sobre as lavas do Serra Geral, depositaram-se os estratos Neocretáceos da 
Supersequência Bauru (Milani,1997; Milani et al, 2007). Esta discordância foi definida 
por depósitos de brechas com clastos basálticos angulosos em matriz areno-argilosa 
no contato entre as duas Supersequência (Almeida & Melo, 1981 apud Milani et al., 
2007). Os estratos sedimentares que compõem a Supersequência Bauru pertencem 
as Formações Caiuá, Bauru, Cachoeirinha e Rio Claro descritas por Schneider et al 
(1974). Posteriormente essas entidades foram reclassificadas, passando a compor os 
Grupos Bauru e Caiuá (Milani,1997). O ambiente sedimentar que caracteriza a 
deposição desses estratos é de ambiente desértico (Caiuá) e fluvial semi-árido 
(Bauru) e a relação espacial entre esses dois grupos é geralmente definida como 
lateral e gradacional (Milani et al, 2007). 
Com o decorrer da abertura do Oceano Atlântico o aporte de sedimentos da 
bacia praticamente cessou e os processos diagenéticos passaram a predominar. 
Associado a esse processo algumas fraturas e falhas cortaram as rochas da bacia, 
porém sem grandes impactos sobre sua fisionomia e constituição. Assim sendo, a 
consolidação final desta gigante Bacia Paleozoica ocorreu, sendo que seu 
soerguimento relacionadoao clima mais tropical que se instaurou na região deram 
origem ao seu relevo e fisiologia atuais. 
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9 
 
 
2.2. Geologia Local 
 
Os litotipos sedimentares encontrados na área estudada estão inseridos na 
Bacia do Paraná (Gordon Jr., 1947) e depositados principalmente no intervalo do 
Neocarbonífero ao Eotriássico, correspondente a Supersequência Gonwana I de 
Milani, 1997. Foram encontradas também rochas Ígneas subvulcânicas da Formação 
Serra Geral. Serão detalhados a seguir o grupo Itararé, grupo Guatá e Província 
Magmática Paraná-Etendeka, com prioridade às informações mais pertinentes ao 
relatório. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná (Rios,2017 
modificado de Milani, 2004) 
10 
 
 
2.2.1. Grupo Itararé 
 
O Grupo Itararé corresponde aos depósitos formados na fase de degelo da 
glaciação Gondwânica, tendo uma de suas primeiras descrições feitas por White em 
1908 (op cit) quem agrupou seus estratos em uma série denominada “Série de 
Tubarão”. Apesar de várias modificações, as considerações de White sobre as rochas 
sedimentares pós-glaciais se mantém verdadeiras, sendo que modernamente a 
classificação mais utilizada é a de Schneider et al (1974) (Milani,1997; Milani et 
al,2004). Para estes autores, quatro formações fazem parte do Grupo Itararé: Campo 
do Tenente, Aquidauana (presente em Goiás e Mato Grosso), Mafra e Rio do Sul 
(Schneider et al, 1974). Outras propostas de divisão foram feitas desde então, 
merecendo destaque a feita por França & Potter (1988) que definem quatro formações 
(Lagoa Azul, Campo Mourão, Taciba e Aquidauana) a partir de dados de 
subsuperfície. Para estes autores cada formação representa um ciclo deposicional 
com aumento relativo do nível do mar, gerando um padrão de afinamento ascendente 
dos grãos em cada ciclo. O presente mapeamento foi feito interinamente em 
superfície, logo, será priorizada a classificação de Schneider et al (1974). 
O início da sedimentação Permo-carbonífera da Bacia do Paraná corresponde 
às rochas da Formação Campo do Tenente. O ambiente sedimentar inferido para esse 
pacote sedimentar é principalmente subglacial, com erosão do substrato Devoniano e 
formação de argilitos castanho avermelhados, tilitos basais e subordinadamente 
ritmitos e arenitos (Schneider et al, 1974; Vesely et al, 2015). Esta Formação equivale 
ao Membro Tarabaí de França e Potter (1988) e é descrita por esses autores como 
lamitos seixosos intercalados com arenitos, depositados em ambientes de planície de 
lavagem e folhelhos depositados em ambiente lacustre anóxico (Folhelhos Roncador). 
11 
 
 
 
Sobre a formação Campo do Tenente, encontra-se a Formação Mafra. 
Inicialmente esta entidade foi descrita informalmente como ‘arenitos’ por Tommassi e 
Roncarati (1970, apud Schneider et al, 1974) porém em 1974 Schneider et al 
detalharam esses litotipos e propuseram a classificação como Formação Mafra. 
Depositada tanto em ambiente marinho como continental, esta Formação é composta 
majoritariamente por arenitos e secundariamente por diamictitos e ritmitos (Schneider 
et al 1974). Os estratos basais indicam ambiente fluvial enquanto as partes média e 
superior indicam ambiente marinho com influência glacial, evidenciada principalmente 
pela presença de braquiópodes e moluscos e de diamictitos (Schneider, op cit; 
Weinschütz,2001 apud Weinschütz e Castro,2005) e por outros trabalhos mais 
recentes como Aquino,2016. A sedimentação destas rochas sedimentares foi datada 
Figura 5:Correlação das cinco seqüências definidas para o Grupo Itararé com as colunas 
litoestratigráficas propostas em superfície (Schneider et al, 1974) e subsuperfície.(França & Potter, 
1988) extraído de Vesely, 2006. 
12 
 
 
pela caracterização de palinomorfos como Permiana Inferior (Daemon e 
Quadros,1970 apud Schneider et al, 1974). 
 Três subdivisões na estratigrafia da Formação Mafra foram propostas por 
Weinschütz (2001, apud Weinschütz e Castro,2005): Mafra inferior, composta por 
arenitos e diamictitos; Mafra médio, formada por varvitos, diamictitos e arenitos e 
Mafra superior, onde predominam arenitos e diamictitos. Nesta última subdivisão a 
influência glacial no ambiente deposicional é evidenciada pela presença de clastos 
caídos, drappes e intraclastos de folhelhos. Entretanto o ambiente sedimentar inferido 
para este nível estratigráfico do Grupo Itararé, especificamente na área de Doutor 
Pedrinho aonde o presente mapeamento foi feito, envolve um modelo muito mais 
complexo. Como consequência da migração do continente Gonwânico para latitudes 
mais equatoriais, fluxos densos foram liberados por túneis subglaciais, adentrando 
uma bacia subaquaosa na qual o fluxo perde energia, depositando estratos em forma 
de leque com transições abruptas entre as suas associações faciológicas (Aquino, 
2016). Esta interpretação da autora corrobora o contexto de deglaciação definido para 
o Grupo Itararé e corresponde a Sequência 2 da coluna da figura 6. 
Figura 6: Coluna estratigráfica mostrando a divisão do Grupo 
Itararé em três sequencias de deglaciação segundo d'Avila, 2009 
por Aquino, 2016. 
13 
 
 
Sobre os arenitos e diamictitos Mafra se assentam os depósitos sedimentares 
da Formação Rio do Sul. A parte basal dessa Formação é composta pelo folhelho 
Lontras, marco regional na região de Santa Catarina que define um contato 
concordante com as rochas sedimentares que a precedem (Schneider et al, 1974; 
França & Potter, 1988). Estes folhelhos basais da Formação Rio do Sul caracterizam 
um ambiente deposicional essencialmente marinho transgressivo e profundo, com 
ausência de influência de marés e correntes de turbidez, apenas exibindo estruturas 
plano-paralelas, cone in cone, nódulos calcíferos e clastos caídos, provenientes de 
blocos de gelo que flutuavam no nível do mar (Schneider et al , 1974; Vesely, 2006; 
Aquino, 2016). A formação do folhelho Lontras remete ao Estefeniano segundo seu 
conteúdo palinológico (Souza, 2000 apud Vesely, 2006). Com a evolução do degelo 
nesta parte mais superior do Grupo Itararé percebe-se o aumento na quantidade de 
sedimentos carreados pelas geleiras para o interior da bacia (Schneider et al, 1974; 
Vesely, 2006; Aquino, 2016). Nas palavras de Schneider et al (1974): 
 
 “A ocorrência de ritimitos, diamictitos e arenitos na parte basal é relativamente pequena em 
relação à superior, onde são abundantes e consequência da grande quantidade de material carreado 
para a bacia por meio de geleiras. A instabilidade deste material, acumulado rapidamente nas bordas 
da bacia, causou o desencadeamento de escorregamentos subaquosos e correntes de turbidez dando 
origem aos diamictitos, ritmitos e arenitos intercalados nas seções de folhelhos.” 
 
Os processos deposicionais que predominam acima do Folhelho Lontras, na 
Formação Rio do Sul, são sistemas turbidíticos cuja origem está associada a 
instabilidade de taludes deltaicos que estariam presentes na borda da bacia 
(Fallgatter, 2015). Ainda segundo este autor, especificamente na localidade de Doutor 
Pedrinho-SC, a deposição se deu em uma área mais ampla e menos confinada do 
que em outras regiões da Bacia do Paraná. 
O fim da sedimentação do Grupo Itararé é registrada por um contato 
majoritariamente concordante com a Formação Rio Bonito, a mais basal do Grupo 
Guatá (Schneider et al, 1974) cujos principais aspectos serão descritos na próxima 
seção. 
 
 
14 
 
 
2.2.2. Grupo Guatá 
 
De acordo com Milani et al. (2007), o Grupo Guatá é depositado em contexto 
de subida relativa do nível do mar resultante da deglaciação de geleiras carboníferas, 
tal progressiva subida resulta na cobertura total da bacia, culminado na deposição da 
Formação Palermo(parte superior do Grupo), que segundo Milani (1997); Milani et al. 
(2007) compõe um horizonte de correlação regional associado a máxima inundação 
da Supersequência Gondwana I. A Formação Palermo também culmina com o que 
Schneider et al. (1974) denominou de Supergrupo Tubarão, formado pelo Grupo 
Itararé e Grupo Guatá, tendo esse último, segundo Daemon e Quadros (1970) apud 
Milani et al. (2007), idades entre o Sakmariano e o Artinskiano. 
A Formação Rio Bonito, forma a base do Grupo Guatá, que segundo Milani et 
al. (2007) é o primeiro registro de deposição pós-glacial na Bacia do Paraná. Nesta 
Formação uma notável ciclicidade sedimentar se traduz em oscilações do nível de 
base da bacia de acumulação, com uma seção arenosa basal, uma média 
essencialmente argilosa e uma superior areno-argilosa com depósitos de carvão 
(Schneider et al. 1974). O mesmo autor, observando a gênese de deposição 
diferentes de tais conjuntos litológicos separou a Formação Rio Bonito da base para 
o topo em: Membro Triunfo, Membro Paraguaçu e Membro Siderópolis. No presente 
trabalho se dará maior importância ao Membro Triunfo. 
O Membro Triunfo é composto por arenitos brancos finos a médios com 
abundantes estratificações cruzadas, planar e acanalada intercalados localmente por 
arenito grossos e conglomerados; siltitos, folhelhos carbonosos e carvão fecham a 
parte superior do conjunto. Northfleet et al. (1969), interpretou o Membro Triunfo como 
uma sucessão flúvio deltaico progradacional; Milani et al. (2007) destacou que a base 
do Grupo Guatá é predominantemente composto por lobos deltaicos dominados por 
maré, pontuado por níveis marinhos de fluxos de alta energia, formando tempestitos 
(Castro, 1991 apud Milani et al. 2007). 
Já Castro et al. 2005, que a partir de estudos de 4 testemunhos rasos nos 
arredores do munícipio de Mafra/SC, detalhou a transição do Grupo Itararé para a 
Formação Rio Bonito/Membro Triunfo separando em 6 sequências deposicionais (S0, 
S1, S2, S3, S4 e S5), interpretando ambientes deposicionais distintos para cada 
sequência. A sequência S3 corresponde a base do Membro Triunfo no qual a 
característica de depósitos de decantação seguido de depósitos de tração 
15 
 
 
caracterizam uma frente deltaica proximal constituindo um ciclo regressivo 
transgressivo. 
Zacharias (2004) em estudos de afloramentos, correlação de poços e estudos 
de paleocorrentes abrangendo a Formação Rio Bonito no nordeste do Paraná, 
destaca que a parte inferior da Formação Rio Bonito possui ambiente de talvegue de 
vales escavados do topo do Grupo Itararé em contexto de estuários, onde processos 
fluviais e marinhos interagem resultando num preenchimento por sedimentos 
marinhos e continentais. O membro Triunfo, segundo Schneider et al. (1974), 
adelgaça e desaparece por acunhamento no norte do estado do Paraná. 
O Membro Paraguaçu, seção intermediária da Formação Rio Bonito, é 
composto por sequência de siltitos e folhelhos cinza, intercalados com camadas de 
arenitos finos e calcários (Schneider et al. 1974). O mesmo autor interpretou um 
ambiente marinho transgressivo para tal sequência pelítica carbonática. 
O Membro Siderópolis, parte superior da Formação Rio Bonito, é caracterizado 
pela presença de arenitos finos a muito finos cinza escuros, intercalados com argilitos 
e folhelhos carbonosos com desenvolvimento de carvão. Sendo comum a presença 
de laminação plano paralela, ondulada e localmente estratificação cruzada de 
pequeno porte (Schneider et al. 1974). O ambiente de deposição foi interpretado como 
sendo marinho litorâneo, representando sistemas regressivos costeiros, antecedendo 
a transgressão generalizada dos folhelhos plataformais da Formação Palermo (França 
& Caldas 1983). 
A Formação Palermo, parte superior do Grupo Guatá, compreende siltitos e 
siltitos arenosos de cores cinza e por alteração, amarelo esverdeados. Localmente 
encontram-se arenitos finos e conglomerados com alguma preservação de 
laminações cruzadas de pequeno porte, bastante bioturbados (Schneider et al. 1974). 
Tal Formação marca a sequência máxima transgressiva do Grupo Guatá, sendo a 
máxima inundação da Supersequência Gondwana I (Milani,1997). 
 
2.2.3. Província Magmática do Paraná-Etendeka 
 
A Província Magmática do Paraná é uma das maiores Províncias de basaltos 
continentais do planeta cuja principal atividade vulcânica ocorreu entre 133-132 Ma, 
no Cretáceo Inferior (Marques & Ernesto, 2004). Segundo Milani (1997) e Milani et al. 
(2007), o magmatismo Serra Geral está incluso na Supersequência Gondwana ll e é 
16 
 
 
associada aos campos tensoriais e fenômenos endógenos que levaram à separação 
do Pangea. Na Bacia do Paraná esse magmatismo está presente principalmente na 
forma de derrames vulcânicos fissurais que cobrem cerca de 75% da bacia. São 
expressivos também soleiras e diques de caráter toleítico que atravessam toda a bacia 
sedimentar, divididos em 3 enxames principais: Ponta Grossa, Serra do Mar e 
Florianópolis (Peate et al., 1992; Marques 7 Ernesto,2004; Milani et al., 2007). 
A classificação geoquímica da Província Magmática do Paraná, segundo Peate 
et al (1992), é feita a partir do teor de Titânio de suas rochas, definindo assim seis 
magmas-tipo basálticos (Gramado, Esmeralda, Ribeira, Urubici, Pitanga e 
Paranapanema) e dois magmas-tipo ácidos (Palmas e Chapecó). A atual cobertura 
vulcânica da Bacia do Paraná corresponde a praticamente toda Supersequência 
Gondwana ll indicada na figura 3. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
17 
 
 
3. MATERIAIS E MÉTODOS 
O primeiro passo para a realização do trabalho foi a confecção de um mapa 
base da região da Alto Forcação (Doutror Pedrinho –SC), na escala 1:10.000, com 
base nos mapas do IBGE – Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística: Represa 
Alto Rio Preto (1980) MI: 2880-2; Dona Ema (1980) MI: 2880-4; Rio dos Cedros (1981) 
MI:2881-1 e Timbó (1981) MI: 2881-3 com escala 1:50.000 disponíveis no site do 
IBGE. Para a confecção do mesmo, foi utilizado o software ArcGIS 10.2.2, com a base 
num sistema de coordenadas cartesianas bidimensional, a projeção UTM (Universal 
Transversa de Mercartor), no DATUM WGS 84. 
 Juntamente com o mapa base, foi feita a interpretação preliminar da área 
da área por SIG, sendo feita a geração de Modelo Digital de Elevação (MDE) e curvas 
de nível com espaçamentos de 5m e 20m. ambos os produtos foram gerados através 
do programa ArcGIS. Nesta interpretação foram traçadas as drenagens e as quebras 
negativas, individualizando diferentes zonas foto geológicas. Também se utilizando 
do ArcGIS e das cartas do IBGE citadas anteriormente, foram traçados os principais 
lineamentos regionais (escala 1:250.000) e lineamentos locais (escala 1:50.000). 
Ainda foram usados recursos do Google Earth na atualização de estradas, drenagens 
e como auxiliar para interpretação das quebras de relevo e lineamentos. 
 O mapa base, juntamente as interpretações feitas, foram utilizados para 
localização e orientação durante as etapas de campo, com o objetivo de demarcar 
possíveis contatos geológicos e corroborar as feições/estruturas geológicas traçadas 
em escritório. Juntamente aos dados coletados em campo, foram de grande 
importância para a confecção do produto final deste trabalho. 
 Foram realizadas, no total, duas etapas de campo com cinco dias cada, 
a primeira etapa ocorrendo de 17/09 a 21/09 e a segunda etapa ocorrendo de 15/10 
a 19/10. Durante estes trabalhos, além dos equipamentos de segurança pessoal 
(botas apropriadas, perneiras, coletes reflexivos, etc...), foram utilizados: um GPS, de 
projeção UTM, lupa de aumento de 10x e 40x, duas bussolas geológicas tipo Brunton, 
escala granulométrica, caderneta de campo, martelos (petrológicos e não 
petrológicos), talhadeira, ácido clorídrico 1:10, rádios comunicadores de médio 
alcance (para comunicação com equipes em áreas próximas)e canivete. O GPS foi 
utilizado para localização e para definir as coordenadas dos afloramentos, que foram, 
posteriormente, plotados no mapa base. As bússolas foram utilizadas para coletar os 
18 
 
 
dados estruturais, como atitudes de laminações, fraturas, acamamento, e 
paleocorrentes para auxiliar na confecção dos perfis e do modelo deposicional. 
 Durante as etapas de campo foram descritos 85 pontos (Anexo 1), com 
descrições qualitativas e petrografia macroscópica, com auxílio da lupa de aumento 
de 10x e 40x, escala granulométrica, ácido clorídrico 1:10 e canivete. Como resultado 
foi produzido um perfil geológico na escala 1:200 (Anexo 2), além de os dados 
coletados serem necessários para a conclusão do mapa geológico. Entre as etapas 
de campo foi confeccionado um mapa geológico prelimitar, que foi integrado com os 
das demais equipes e debatido junto a elas, a título de auxiliar a sua interpretação. O 
mesmo mapa, debatido com outras equipes, foi então usado para localização durante 
a segunda etapa de capo, bem como para conferir as interpretações e auxiliar no real 
entendimento da área. 
 Os dados estruturais e de paleocorrentes foram listados e tratados com 
o programa OpenStereo. Já a confecção de perfis e da coluna estratigráfica da área 
foram feitas manualmente em papel quadriculado e posteriormente foram 
digitalizadas, e a partir das digitalizações foram confeccionados os produtos digitais 
finais no programa Illustrator. 
 Durante todas as etapas o trabalho foi balizado por referências 
bibliográficas indicadas e disponibilizadas pelos professores e também disponíveis em 
livros e artigos na biblioteca da UFPR e bibliotecas digitais de outras universidades do 
país. Ainda foi utilizado o software Adobe Photoshop CS3, Aviary e ferramentas já 
inclusas no Sistema Operacional Windows para tratamento das fotos tiradas em 
campo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
19 
 
 
4. RESULTADOS 
 
4.1. Estratigrafia 
 
4.1.1. Fácies Sedimentares 
 
 Após os esforços desenvolvidos durante as duas etapas de campo, 
foram descritas, no total, 17 fácies sedimentares que serão apresentadas na Tabela 
1 com base nas principais e mais simples características apresentadas pelos litotipos 
da área, além de também ser considerada a abrangência da área e a escala de 
detalhe que melhor serve ao propósito deste trabalho. Depois de separadas as fácies, 
estas foram agrupadas em cinco associações de fácies, onde foram feitas 
interpretações sobre seus prováveis ambientes de deposição. As características 
peculiares ou não tão expressivas de cada fácies serão melhor abordadas no texto. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
20 
 
 
 
 
 
 
Código Denominação Processo deposicional 
Sm Arenito maciço Fluxo de Detritos 
Smr-i Arenito maciço com ripples no topo e 
intraclastos na base 
Correntes de Turbidez de Alta 
Densidade 
Sa Arenito com estratificação cruzada acanalada 
de baixo ângulo 
Fluxo Trativo 
Sp Arenito com estratificação cruzada planar Fluxo Trativo 
Sd Arenito com estratificação deformada Slump 
Fl Folhelho com laminação plano-paralela Decantação em Ambiente Calmo 
Flc Folhelho com laminação plano-paralela e 
clastos caídos 
Decantação + Chuva de Detritos 
Fm Finos maciços Decantação em Ambiente Calmo 
R Ritmito Correntes de Turbidez de Baixa 
Densidade 
Rc Ritmito com clastos caídos Correntes de Turbidez de Baixa 
Densidade + Chuva de Detritos 
Rrs Ritmito com ripples e climbing ripples e 
marcas de sola 
Correntes de Turbidez de Baixa 
Densidade 
Rd Ritmito deformado Slump 
H Heterolito Decantação e Fluxos Oscilatórios 
Lmg Lamito maciço com granocrescencia 
ascendente da matriz e clastos 
Fluxo de Detritos 
Dm Diamictito maciço Fluxo de Detritos 
B Basalto Intrusão Magmática 
Qa Sedimentos Inconsolidados Fluxos trativos 
Tabela 1: Identificação das fácies, caracterização e processos deposicional. Baseado em Miall (1978; 1996) e Eyles et 
al. (1983). 
21 
 
 
 
 
 
 
Figura 7: A) Contato entre fácies Smr-i e R; B) Fácies R; C) Estratos deformados da fácies Rd; D) Smr-i e R 
intercalados E) Smr-i com marca de sobrecarga F) Fácies Sa. 
 
22 
 
 
A) Arenito maciço (Sm) 
 A fácies Sm foi observada no afloramento 36. A rocha possui cor 
castanho claro, composta por 95% de clastos e 5% de matriz. É moderadamente 
selecionada texturalmente, granulação variando de areia muito fina a areia média, os 
clastos são sub-esféricos e sub-arredondados, é mineralogicamente madura, 
composta por quartzo e até10% de feldspato alcalino e argilominerais, apresentando 
ainda traços de óxidos. 
 A falta de continuidade lateral e vertical do afloramento não permitiu 
definir a geometria e espessura dos estratos. 
 
B) Arenito maciço com ripples no topo e intraclastos na base (Smr-i) 
 A fácies Smr foi observada nos afloramentos 05; 13; 14; 15; 16; 17; 21; 
22; 23; 30; 49; 50; 51; 52; 53; 54; 55; 56; 58; 59; 62; 63; 64; 66; 67; 68; 69; 70; 71; 72; 
73; 74; 76; 80; 81; 82. A rocha possui cor castanha amarelada, composta por 95% de 
clastos e 5% de matriz. É bem selecionado texturalmente, tem granulação e areia 
muito fina a areia fina, os clastos são esféricos e arredondados, possui gradação 
normal, é mineralogicamente madura, composta por quartzo e até 10% de feldspato 
alcalino e argilominerais. 
 Os estratos observados apresentam marcas onduladas assimétricas 
indicando fluxo unidirecional, mas que não estão preservadas por toda a área, em 
geral, na base dos estratos são encontrados intraclastos de folhelhos rítmicos com 
cerca de 2-3cm, em alguns estratos ocorre o fenômeno de elutriação fazendo com 
que os intraclastos se concentrem no topo das camadas arenosas, podem ainda ser 
observadas estruturas de carga na base dos estratos de arenito, tanto quando estes 
então sobre ritmitos quanto quando estão sobre outros estratos de arenitos. Em vários 
estratos ainda ocorrem concreções de sulfatos (com presença de pirita) de formatos 
variados (oblatas, esféricas, alongadas). Em alguns estratos marcas onduladas 
simétricas ocorrem no topo (figura) 
Os estratos expressam continuidade lateral, são tabulares e tem espessuras 
que variam de 0,1m a cerca de 2,5m. 
 
C) Arenito com estratificação cruzada acanalada de baixo ângulo (Sa) 
 A fácies Sa foi observada no afloramento 8. A rocha possui cor castanha 
amarelada a castanha alaranjada, composta por 95% de clastos e 5% de matriz. É 
23 
 
 
muito bem selecionado texturalmente, tem granulação e areia fina, os clastos tem alta 
esfericidade e são bem arredondados, é mineralogicamente supermatura, composta 
por quartzo e até 5% de feldspato alcalino, micas e argilominerais. 
 Os sets são em geral lenticulares e possuem espessura variando de 
0,4m a 1m, foram medidas paleocorrentes do acamadamento indicando um fluxo 
multidirecional. 
 
D) Arenito com estratificação cruzada planar (Sp) 
 A fácies Sp foi observada no afloramento 25. A rocha possui cor 
castanha amarelada a castanha alaranjada, composta por 95% de clastos e 5% de 
matriz. É muito bem selecionado texturalmente, tem granulação e areia média, os 
clastos tem alta esfericidade e são bem arredondados, é mineralogicamente 
supermatura, composta por quartzo e até 5% de feldspato alcalino e argilominerais. 
 Os estratos expressam continuidade lateral, são tabulares e tem 
espessuras que variam de 0,4m a cerca de 1,0m. 
 
E) Arenito com estratificação deformada (Sd) 
 A fácies Sd foi observada nos afloramentos 9 e 77. A rocha possui cor 
castanho claro, composta por 95% de clastos e 5% de matriz. É moderadamente 
selecionada texturalmente, granulação variando de areia fina a areia média, os clastos 
são esféricos e sub-arredondados, é mineralogicamente madura, composta por 
quartzo, até 20% de feldspato alcalino, até 15% de mica e argilominerais, 
apresentando ainda traços de óxidos. 
 As estratificações do arenito se encontram dobradas, redobradase 
falhadas. Na base este arenito é formado por estratos tabulares amalgamados, porém 
fica impossível a distinção de estratos a medida que se sobe em direção ao topo deste 
arenito, parecendo se tornar uma única massa com vários metros de altura. No contato 
com a fácies inferior podem ser vistos clastos caídos de tamanhos variados (o maior 
visto tendo cerca de 30cm de diâmetro), mas no geral são esféricos e bem 
arredondados, ainda neste mesmo limite pode-se ver estruturas de carga. Foram 
encontrados também concreções arredondadas de coloração roxa/vermelha 
acinzentadas recobertas por uma camada oxidada. 
 
24 
 
 
F) Folhelho com laminação plano paralela (Fl) 
 A fácies Fl foi observada nos afloramentos 37 e 38. A rocha possui cor 
castanha acinzentada, é composto por silte e argila, é provavelmente composta por 
quartzo e argilominerais. Possui laminação plano paralela milimétrica, expressa 
continuidade lateral e não parece ser segmentado em estratos, formando uma única 
grande massa folhelhosa. 
 
G) Folhelho com laminação plano-paralela e clastos caídos (Flc) 
 A fácies Flc foi observada nos afloramentos 35; 43; 44; 45; 46; 47; 48; 
49. A rocha é negra, formada por silte e argila, o fato de ser um folhelho negro nos 
permite concluir que a rocha possui matéria orgânica e o restante da composição é 
provavelmente conta com quartzo e argilominerais. Possui laminação plano-paralela 
milimétrica, em pontos isolados esta laminação pode ser lenticular, possui clastos 
caídos de composição granítica, que em sua grande maioria variam de 2-4mm, mas 
chegou a ser encontrado clasto com 10cm. expressa continuidade lateral, os estratos 
são métricos, formando estratos únicos até entrar em contato lateral ou superior com 
outra fácies. 
G) Finos maciços (Fm) 
 A fácies Rg foi observada nos afloramentos 15; 17; 21; 22; 23; 50; 51; 
52; 53; 54; 59; 62; 63; 64; 67; 68; 69; 71; 72; 74; 76; 80; 82; 83. A rocha tem cor cinza 
escuro, de textura maciça. A rocha é lamosa, tem granulação silte e argila, com 
predomínio de argila, suas camadas variam entre 2cm e 20cm de espessura e 
apresentam baixa continuidade lateral, em alguns pontos pode apresentar aspecto 
pastilhado. 
 
H) Ritmito (R) 
 A fácies R foi observada nos afloramentos 13; 14; 15; 16; 17; 20; 21; 22; 
23; 53; 49; 51; 52; 53; 54; 55; 56; 59; 62; 63; 66; 67; 68; 69; 70; 71; 73; 74; 76; 81; 82; 
83. A rocha é composta por camadas cinza claro e cinza escuro, as faixa cinza-claro 
tendo granulação silte e areia muito fina e composição quartzosa e as faixas cinza 
escuras sendo lamosas (silte e argila, predominando argila), as lâminas são tabulares 
possuem espessura milimétrica, raramente chegando a mais de 1cm. 
 
25 
 
 
I) Ritmito com clastos caídos (Rc) 
 A fácies Rc foi observada nos afloramentos 43; 44; 46 e 47. A rocha é 
composta por camadas cinza claro e cinza escuro, as faixa cinza-claro tendo 
granulação que varia de silte e areia fina e composição quartzosa e as faixas cinza 
escuras sendo lamosas (silte e argila), as lâminas são tabulares possuem espessura 
milimétrica, raramente chegando a mais de 4mm. 
 Possui clastos caídos de composição granítica, que em sua grande 
maioria variam de 2-4mm. Ocorrem em estratos tabulares, em alguns casos 
lenticulares e tem baixa continuidade lateral. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
J) Ritmito com ripples e climbing ripples e marcas de sola (Rrs) 
 A fácies Rg foi observada nos afloramentos 28; 75 e 83. A rocha é 
composta por camadas cinza claro e cinza escuro, as faixa cinza-claro tendo 
granulação areia muito fina e composição quartzosa e as bandas cinza escuras sendo 
lamosa (silte e argila, predominando argila). 
 As lâminas lamosas variam de 1mm a 1cm, expressam continuidade 
lateral, no geral são tabulares, local e ocasionalmente deformadas em função das 
camadas superiores (geralmente arenosas) podendo ser forçados para dentro do 
arenito e formar pequenas estruturas em chama. Ainda nos níveis arenosos mais 
espessos ocorre níveis submilimétricos de argila, sem continuidade lateral. 
Figura 8: Ritmito com clasto caído da fácies Rc 
26 
 
 
 
As lâminas arenosas também variam de 1mm a 1cm na ausência de estruturas, 
expressam continuidade lateral e são tabulares. Quando apresentam estruturas estas 
camadas podem variar de 1cm a 5cm de espessura com topos ondulados. Estas 
camadas mais espessas apresentam ripples assimétricas e ocasionalmente climbing 
ripples que foram medidas e tem fluxo preferencial para Sul, muitas destas camadas 
também apresentam estrutura de carga nos contatos com as lâminas lamosas 
subjacentes e estruturas de fluxo com estruturas que indicam a direção do fluxo e 
também foram medidas. 
 Algumas camadas arenosas apresentam pequenos clastos com 
tamanhos que variam de 1mm a 3mm e parecem ter sido depositados ao mesmo 
tempo que a areia que compõe a camada. 
Figura 10: A) Ritmito com B) ripples da fácies Rrs. 
Figura 9: Afloramento da fácies Rrs no Ponto 28. 
27 
 
 
 
K) Ritmito deformado (Rd) 
 A fácies Rd foi observada nos afloramentos 9; 29 e 78. A rocha alterna 
entre as cores cinza claro e cinza escuro, as partes cinza-claro tendo granulação areia 
muito fina e composição quartzosa e as bandas cinza escuras sendo lamo-arenosa 
(areia fina, silte e argila, predominando argila) possui mica disseminada, tanto nos 
níveis argilosos quanto nos níveis arenosos e as vezes pode se concentrar em lentes 
milimétricas onde há o predomínio da mica. 
 As laminações do antigo ritmito se encontram dobradas, redobradas e 
falhadas essas dobras variando de milimétricas a métricas. Grande parte do material 
está homogeneizado, apresentando cor cinza escura que predomina nos 
afloramentos. Em outras partes a deformação parece ter segregado a areia da lama 
ao invés de haver homogeneização. Em partes arenosas melhores preservadas 
(menos deformadas) pode ser visto relíquias sutis de um acamamento, com estruturas 
que lembram ripples. 
 Ocasionalmente são vistos fragmentos de arenito boudinados em meio 
aos dobramentos e redobramentos, estes arenitos têm granulação muito fina e 
espessuras que variam de 3cm a 15cm, não sendo possível dizer se eram estratos de 
arenito, uma fase segregada pela deformação ou ainda uma das camadas arenosas 
que constituía o ritmito pré-deformação. 
 
L) Heterolito (H) 
 A fácies H foi observada nos afloramentos 4; 5; 32; 33 e 34. A rocha tem 
lâminas com cor cinza escuro e níveis que variam entre o amarelo e o vermelho. Em 
geral as lâminas não ultrapassam 4mm de espessura e são tabulares, sendo que a 
fração lamosa pode ocorrer na forma de lentes centimétricas em pontos distintos dos 
afloramentos, os níveis “coloridos” são areno-siltosos e os níveis cinza lamosos. Nos 
afloramentos 33 e 34 podem ser observadas também pequenas falhas normais 
isoladas e escalonadas com deslocamento milimétricos, sendo que elas atingem 
apenas algumas lâminas no afloramento, no geral não se propagam mais que 5cm 
verticalmente. 
 
28 
 
 
M) Lamito maciço com granocrescencia ascendente da matriz e clastos 
(Lmg) 
 A fácies Lmg foi observada nos afloramentos 5; 6; 7; 18; 19; 24; 26; 27; 
31 e 65. A rocha é castanha amarelada e é composta por uma matriz de argila, silte e 
areia muito fina, os clastos são sub-esféricos e arredondados variam de 5mm à 10cm 
e tem composição granítica. 
 Considerando a matriz, na base desta fácies há predomínio da argila 
(70%) e grada para o predomínio de areia fina (40% a 50%) no topo. Já os clastos 
representam menos de 1% do volume total da rocha, sendo que na base os clastos 
são menores e mais escassos e no topo se concentram os clastos maiores que 
também ocorrem em maior número (mas ainda ≤1%). 
 Foi encontrado um fóssil lenhoso com cerca de 2cm, de parte de um 
galho que passou pelo processo de carbonificação, restando apenas uma película de 
carbono sobre a rocha. 
 
N) Diamictitomaciço (Dm) 
 A fácies Dm foi observada nos afloramentos 79 e 80. A rocha tem cor 
cinza escuro, de textura maciça e em alguns pontos apresenta aspecto pastilhado. A 
matriz lamosa com predomínio de argila, os clastos têm composição riolítica, são sub-
esféricos e arredondados, variam de 5mm até 3cm e ocorrem esparsos em meio à 
matriz, representam cerca de 5% do volume total da rocha. A fácies não apresenta 
continuação lateral, sendo observada apenas nos dois afloramentos citados. 
 Foi encontrado um fóssil lenhoso semelhante àquele encontrado na 
fácies Lmg, este com cerca de 1cm e também sendo parte de um galho que parece 
ter passado polo processo de carbonificação, restando apenas uma película de 
carbono sobre a rocha. 
29 
 
 
 
 
O) Basalto (B) 
 A fácies B foi observada nos afloramentos 3, 39, 40, 42, 44, 54, 63, 68 e 
70. Ocorre subordinadamente às rochas sedimentares encontradas na região, são 
rochas ígneas subvulcânicas de composição basáltica e definem duas soleiras 
intrudindo nos contatos entre os estratos sedimentares e suas fraquezas. A rocha 
encontrada é um diabásio hipohialino que apresenta disjunções colunares no ponto 
42 e com esfoliação esferoidal nos pontos 3, 39 e 42. Estas rochas estão associadas 
a pequenas quedas d’água nos pontos 40, 42 e 54 atuando como patamares que 
sustentam o relevo. E ainda, no ponto 54, os estratos sedimentares localizados até 
aproximadamente 3m acima e abaixo da soleira encontram-se silicificados. 
Figura 12: A) Contato entre basalto sob folhelhos da fácies Fc; B) Esfoliação esferoidal na 
fácies B. 
Figura 11: A) Diamictito maciço com clasto centimétrico de granitoide; B) Fóssil lenhoso na fácies Dm. 
30 
 
 
 
P) Sedimentos inconsolidados (Qa) 
A fácies Qa consiste em sedimentos inconsolidados encontrados nos pontos 
36, 41, 85 e delimitados por interpretação de imagens aéreas. Os grãos variam de 
argila a blocos de composição variegada, sendo que no ponto 85 encontram-se blocos 
de até 15 cm de ritmitos em matriz arenosa, provavelmente originados por 
deslizamentos de encosta das unidades sedimentares cercanas. 
 
4.1.2. Associações de fácies e ambientes deposicionais 
A partir da análise das fácies descritas, foram caracterizadas cinco associações 
de fácies (AF) que indicam assim os prováveis ambientes deposicionais das mesmas. 
 
 
 
• Associação de fácies 1 – Ambiente indefinido 
Os arenitos maciços (Sm) e finos laminados (Fl) compõem a associação de 
fácies 1. Não foi possível definir os ambiente e sistema deposicionais da AF1 pela 
ausência de afloramentos conclusivos na área 5. Entretanto aventa-se a hipótese de 
que fluxos de detritos e decantação ocorrendo num sistema marinho profundo em 
Identificação Sistema deposicional Fácies associadas 
AF1 Indefinido 
 
Sm; Fl 
AF2 Marinho Profundo com Influência 
Glacial 
Flc; Rc 
AF3 Leque Submarino Smr-i; R; Rrs; Fm; H 
 
AF4 Movimento Gravitacional de Massa Lmg; Smr-i; R; Dm; 
Rd; Sd 
AF5 Delta Channel 
 
Sa; Sp 
 
Tabela 2: Tabela de associação de fácies, identificação das associações e sistema deposicional. 
31 
 
 
contato direto com geleiras seja a origem desses estratos. Esta hipótese é 
corroborada pelos dados obtidos na área 6. 
 
• Associação de fácies 2 – Ambiente marinho profundo com 
influência glacial 
A associação de fácies 2 é basicamente formada por folhelhos negros e 
ritmitos, ambos contendo clastos caídos (Flc e Rc). Esta sucessão é constituída por 
um pacote de folhelhos com níveis rítmicos intercalados com espessura de até 60m e 
seu ambiente deposicional é interpretado como marinho profundo com influência 
glacial. 
 A fácies Flc tem uma considerável extensão lateral, podendo ser 
acompanhada até a metade da área estudada, onde deixa de ser observada pela 
morfologia do relevo e ângulo de mergulho do próprio folhelho. Já a fácies Rc ocorre 
de forma subordinada e tem baixa continuidade lateral, em alguns casos é possível 
ver seu aparecimento e desaparecimento em escala de afloramento. Internamente as 
relações de contatos entre as fácies ocorrem vertical e lateralmente, sendo que 
verticalmente este contato pode ser gradual ou abrupto e lateralmente ocorrendo 
geralmente de maneira gradual. 
 A grande presença de folhelhos constituídos basicamente de material 
nas granulações silte e argila com estruturas plano-paralelas indicam que a deposição 
ocorreu em ambiente dominado por processos gravitacionais, preferencialmente por 
decantação, abaixo da zona de influência das ondas e marés, indicando um ambiente 
marinho-profundo (Schneider, 1974). Já os níveis rítmicos indicam o aporte de 
sedimentos mais grossos, provavelmente trazidos por variados pulsos turbidíticos de 
baixa densidade (Lowe, 1982 apud Fallgatter, 2016; Vesely, 2006). Nas duas fácies 
desta associação há a ocorrência de clastos caídos milimétricos a centimétricos 
perturbando sua laminação, o que indica a presença de icebergs ou plataformas 
flutuantes de gelo atuando, não como agente deposicional, mas como fontes de 
sedimentos depositados gravitacionalmente a partir do degelo das mesmas. 
 O conjunto dessas evidências e interpretações permite caracterizar um 
ambiente marinho profundo com influência glacial, bem como a progradação de um 
sistema turbidítico sobre esse sistema glácio-marinho. De forma geral, a decantação 
de finos que ocorria na bacia começa a gradar para uma deposição turbiditica, 
32 
 
 
provavelmente originada pelo cada vez mais intenso degelo da cobertura glacial 
Gondwânica levando sedimentos à bacia (Milani, 1997 e Milani et al., 2007). 
A posição estratigráfica assim como as características das fácies encontradas 
(Flc e Rc) correlatam a AF2 ao folhelho Lontras, base da Formação Rio do Sul 
(Schneider et al, 1974). Agrupando a laminação plano-paralela comum nesses 
estratos, a predominância de decantação de finos (argila+silte) e a revisão 
bibliográfica (Schneider et al, 1974; França & Potter, 1988 e Aquino, 2016), define-se 
um sistema marinho profundo para esta associação, corroborando sua correlação com 
o folhelho Lontras. 
 Vesely (2006) aponta outros dois fatos importantes que corroboram com a 
caracterização do ambiente deposicional da AF2: o primeiro é que folhelho Lontras 
estaria próximo a superfície de máxima inundação marinha e, segundo, que mesmo 
com o recuo das geleiras (em contraponto a superfície máxima de inundação marinha) 
o corpo de gelo ainda mantinha contato com o mar, comprovando a influência glacial 
na deposição desta associação. 
 
 
• Associação de fácies 3 – Ambiente deposicional marinho 
profundo 
 
Esta associação possui espessura aproximada de 100m e é formada pelas 
fácies: Arenito maciço com ripples no topo e intraclastos na base (Smr-i); Ritmito (R); 
Figura 13: Folhelhos da associação de fácies 2 sob arenitos da associação de fácies 3. 
 
33 
 
 
Ritmito com ripples e climbing ripples e marcas de sola (Rrs); Finos maciços (Fm) e 
Heterolito (H), sendo que as fácies Smr-i e R são as que predominam neste intervalo. 
 A associação foi interpretada como sendo resultados de leques 
submarinos de sistema misto de areia e lama, com base na variabilidade no conteúdo 
de areia e lama de cada fluxo configurando fluxos de alta e baixa densidade (Reading 
& Richards, 1994 in Nichols, 2009) e também pela proximidade com as porções que 
variam de “Inner Fan: Thin-bedded levee” a “Distal Fan: Thin, fine-grained turbidites.” 
No modelo proposto para leques submarinos por Nichols (2009). 
Esta interpretação sobre fluxos de alta e baixa densidade se revelam nas fácies 
Smr-i, R e Fm. Smr-i e R ocorrem de maneira intercalada sendo que a presença de 
Srm-i sob R é constante. A fácies Fm ocasionalmente junto a R (lateralmente ou 
acima) e em outros casos ainda os estratos de Smr-i podem acontecer de forma 
amalgamada. A fácies Srm-i tem gradação normal variando de 0,1m até cerca de 3 m 
e as espessuras dafácies R variam de 0,02m até cerca de 3m. Contudo, percebe-se 
que as espessuras dessas fácies são inversamente proporcionais, ou seja, quanto 
mais espessos os estratos de uma, mais finos são os da outra, dentro de um 
determinado nível estratigráfico. 
 
34 
 
 
 
 
 
 
Cada um desses pares ou trios de fácies é interpretado como um evento de 
deposição por fluxo turbidítico. Há alternância ao longo de toda a associação, hora 
tendo estratos arenosos mais espessos e hora tendo estratos lamosos mais espessos, 
o que permite definir sua deposição como resultado de fluxos de alta e baixa 
densidade. 
O fato de a fácies arenítica predominante na associação ter gradação normal, 
permite concluir também que este sistema de leques submarinos era alimentado pelo 
colapso de frentes deltaicas, como já constatado por Fallgatter (2015). O evento 
deflagrador destes colapsos pode estar ligado ao avanço e recuo de geleiras e 
mudanças no nível de base causados pelo mesmo motivo. 
Figura 14: Associação de fácies 3. A) Intercalação de Smr-i e Rrs com B) Marcas onduladas e C) Intraclasto na fácies Smr-i. 
 
35 
 
 
A fácies Rrs se encontra em meio a associação descrita acima, ocorrendo como 
um pacote com cerca de 15m de espessura e é composta por material que se 
concentra entre a granulação argila e areia muito fina. 
Esta fácies foi descrita como um ritmito, sendo composta de intercalação de 
níveis lamosos com níveis silto-arenosos cujos níveis arenosos possuem ripples e 
ocasionalmente cilmbing-ripples, além de estruturas de carga e fluxo em diferentes 
níveis desta fácies. Estas estruturas permitem que a mesma possa ser interpretada 
como TBT’s (Tin Bedded Turbidites). 
Observando a AF3 da base para o topo, podemos ver que a transição para a 
fácies Rrs é gradual e que, após sua sedimentação, o retorno ao padrão comum de 
deposição da associação é abrupto. Esta diferença pode ter duas origens, a primeira 
sendo uma mudança na rota ‘normal’ dos fluxos, seja ela pela quantidade de 
sedimentos fornecidos ou pelo acúmulo de material nesta parte do ambiente, incitando 
o desvio dos fluxos de mais alta densidade que se depositaram então em outras 
pastes do próprio leque. Outra hipótese é de que, sendo estes leques submarinos 
alimentados por deltas marginais, uma mudança no seu aporte de sedimentos resulta 
numa diferente composição granulométrica e geometria dos turbiditos a ele 
associados. 
 
 
 
 
 
 
36 
 
 
 
 
• Associação de fácies 4 – Ambiente deposicional de talude 
As fácies Lmg, Smr-i, R, Dm, Rd e Sd estão agrupadas na associação de fácies 
4 e foi interpretado um sistema deposicional por movimentos gravitacionais de massa 
em um ambiente de talude (Eyles e Eyles, 1993). 
 A fácies lamitos maciços com granocrescência ascendente da matriz e clastos 
(Lmg) encontra-se sob turbiditos formados pelas fácies ritmito (R) e arenito maciço 
com ripples e intraclastos (Smr-i). Isto indica presença de fluxos de detritos (Lmg) e 
de correntes de turbidez de baixa (R) e alta (Smr-i) densidade agindo. De forma 
semelhante, a fácies diamictito maciço (Dm) encontra-se imediatamente abaixo de 
turbiditos representados pela intercalação de R e Smr-i. Esta constatação permite 
Figura 15: A) Turbiditos da AF3 e B) a relação entre seus estratos; C) Smr-i da AF3 com marcas de 
sobrecarga sobre Rrs e D) camdas amalgamadas. 
37 
 
 
interpretar a ocorrência de um fluxo híbrido na deposição destes estratos sendo que 
R e Smr-i provavelmente são formadas por correntes de turbidez cogenéticas aos 
fluxos de detritos que depositaram Flg e Dm (Haughton et al, 2009; Fallgatter, 2015; 
Fallgatter et al, 2017). 
 
Acima de ambos depósitos de fluxos híbridos ocorrem depósitos de movimento 
de massa (MTD- Mass Transport Deposits), classificados a partir das deformações 
dos estratos de ritmitos (Rd) e arenitos (Sd) como escorregamentos (slump) 
(Posamentier e Martinsen, 2011). Portanto o ambiente deposicional seria um talude 
instabilizado pelo sobrepeso dos sedimentos, desmoronando em forma de slumps (Rd 
e Sd) que originaram os fluxos híbridos formadores de Dm, Lmg, R e Smr-i bacia 
adentro. A sequência Lmg, R, Smr-i e Rd seria o registro de uma progressão do 
sistema sobre a bacia, de forma que os MTD’s acabassem por se depositar sobre 
estratos de debritos e turbiditos cogenéticos originados por movimentos gravitacionais 
de massa anteriores. Este raciocínio aplica-se também à sequência Dm, R, Smr-i, Rd 
e Sd. 
Figura 16: A) Afloramento de AF4 no ponto 9; B) Ripples deformadas da fácies Rd; C e D) Ritmitos 
com laminação muito deformada evidenciando slump. 
 
38 
 
 
• Associação de fácies 5 – Ambiente deltaico dominado por maré 
A associação de fácies AF5 compreende as Fácies Arenito com estratificação 
cruzada acanalada de baixo ângulo (Sa) e Arenito com estratificação cruzada planar 
(Sp) cujo contexto deposicional foi interpretado como flúvio deltaico dominados por 
maré. 
A fácies Arenito com estratificação cruzada acanalada de baixo ângulo (As) 
depositado logo acima da associação faciológica AF4 possui uma gênese diferente 
das demais já mencionadas. O caráter radial das medidas de paleocorrentes para 
essa fácies demostram um retrabalhamento da frente deltaica em zonas de corrente 
de maré de alta energia, formando barras de areia de maré, no qual sedimentos 
oriundos de canais fluviais depositam-se no mar. (Nichols, 2009). A fácies Arenito com 
estratificação cruzada planar (Sp), reforça tal característica impondo um caráter mais 
trativo ao fluxo. 
A composição textural de granulometria areia fina variando até areia média 
nesta associação faciológica é outro importante indicador de baixo gradiente de 
deposição, muito comum em deltas dominados por maré. Tais interpretações 
corroboram com Nichols (2009), segundo qual as características de reversão do 
sentido de fluxo, demonstradas no presente trabalho pelas medidas de 
paleocorrentes, são importantes feições para definição de deltas dominados por maré. 
A granocrescência ascendente da associação da AF5 diferencia seu sistema 
deposicional dos estuarinos, já que estes apresentam características 
retrogradacionais e/ou transgressivos, contrário ao que constatado na área estudada. 
 
4.1.3. Litoestratigrafia 
 
A Bacia do Paraná é dividida em seis Supersequências tectonossedimentares 
(Milani,1997; Milani et al, 2007) sendo que, à exceção do Grupo Serra Geral, a 
Supersequência Gondwana l incorpora todas as formações encontradas na área em 
estudo. Segundo Schneider et al (1974), o Grupo Itararé é dividido nas formações 
Campo do Tenente, Mafra e Rio do Sul enquanto o Grupo Guatá é dividido em 
formação Rio Bonito e Palermo, ambos Grupos inseridos na Supersequência 
Gondwana l de Milani (1997) e Milani et al (2007). Na região mapeada relaciona-se as 
seis unidades sedimentares encontradas às formações Mafra, Rio do Sul e Rio Bonito 
ao passo que a única manifestação magmática na região está inserida no Grupo Serra 
39 
 
 
Geral, pertencente a Supersequência Gondwana lll. As unidades e a associação de 
fácies que elas englobam estão organizadas na tabela 3. 
 
Tabela 3: Unidades estratigráficas mapeadas e sua correlação litoestratigráfica se acordo com 
Schneider et al, (1974). 
 
 
Unidade 7: Formação Mafra Superior 
A associação de fácies 1 pode ser correlacionada à parte superior da formação 
Mafra (Schneider et al, 1974) pelo seu posicionamento estratigráfico (abaixo dos 
folhelhos Lontras) e por interpolação de dados com a área 6. 
 
Unidade 6: Formação Rio do Sul - Folhelhos Lontras 
A posição estratigráfica assim como as características das fácies encontradas 
(Flc e Rc) correlatam a AF2 ao folhelho Lontras, base da Formação Rio do Sul 
(Schneider et al, 1974) que foi classificada como membro por França & Potter, 1988. 
Agrupando a laminação plano-paralela comum nesses estratos, a predominância de 
decantaçãode finos (argila+silte) e a revisão bibliográfica (Schneider et al, 1974; 
França & Potter, 1988 e Aquino, 2016), define-se a correlação com o folhelho Lontras. 
 Vesely (2006) aponta outros dois fatos importantes que corroboram com a 
caracterização do ambiente deposicional da AF2: o primeiro é que folhelho Lontras 
estaria próximo a superfície de máxima inundação marinha e, segundo, que mesmo 
com o recuo das geleiras (em contraponto a superfície máxima de inundação marinha) 
Unidade 
estratigráfica 
Associação de fácies Correlação litoestratigráfica 
7 AF1 (Sm, Fl) Fm. Mafra 
6 AF2 (Fc, Rc) Fm. Rio do Sul – Folhelho Lontras 
5 AF3 (Smr-i, R, Rrs, Fl, H) Fm. Rio do Sul 
4 AF4 (Lmg, Smr-i, Dm, R, Rd, 
Sd) 
Fm. Rio do Sul 
3 AF5 (Sa, Sc) Fm. Rio Bonito – Membro Triunfo 
2 Fácies B Grupo Serra Geral - PMPE 
1 Fácies Qa Quarternário 
40 
 
 
o corpo de gelo ainda mantinha contato com o mar, comprovando a influência glacial 
na deposição desta associação. 
 
Unidade 5: Formação Rio do Sul – Médio 
Considerando as estruturas turbidíticas observadas em campo, a disposição 
espacial destes estratos (acima do folhelho Lontras) e a bibliografia sobre a geologia 
regional (Schneider et al, 1974; França & Potter, 1988; Vesely, 2006; Fallgatter, 2015; 
Aquino, 2016) define-se que a AF3 corresponde a porção mediana da Formação Rio 
do Sul, na concepção de Schneider et al (1974). 
 
Unidade 4: Formação Rio do Sul – Superior 
O registro de sistemas deposicionais mais rasos em ambiente de talude 
marinho aliado a posição estratigráfica, logo abaixo de depósitos deltaicos do Grupo 
Guatá (próximo tópico) define a unidade litoestratigráfica 4 como parte superior da 
Formação Rio do Sul (Schneider et al, 1974; França & Potter, 1988; Vesely, 2006). 
 
Unidade 3: Formação Rio Bonito – Membro Triunfo 
As posições estratigráficas assim como as observações feitas em campo 
(arenitos bem selecionados em discordância com os diamictitos do Rio do Sul) 
definem a associação faciológica 5 como pertencente ao Grupo Guatá, Formação Rio 
Bonito/Membro Triunfo (Schneider et al. 1974). Castro (1999), destaca que os arenitos 
com estratificação cruzada na base do Formação Rio Bonito/Membro Triunfo 
(Schneider et al. 1974) possuem contexto de posição de frente deltaica proximal, 
consentindo com a interpretação do presente trabalho. 
 
Unidade 2 – Grupo Serra Geral 
As rochas ígneas vulcânicas encontradas na área são diabásios intrudidos 
entre os estratos de rochas sedimentares do Grupo Itararé, indicando assim que 
pertencem a única manifestação magmática-vulcânica posterior registrada na Bacia 
do Paraná, o Grupo Serra Geral da Província Magmática do Paraná-Etendeka (Peate 
et al, 1992). 
41 
 
 
Unidade 1 – Quaternário 
Os colúvios e aluviões encontram-se acima de todos os litotipos já citados, logo 
são mais recentes segundo a Lei de Stokes. Associando este fato à interpretação de 
imagens aéreas e características descritas em campo pode-se definir que esta fácies 
corresponde a depósitos Quaternários. São pacotes essencialmente arenosos 
formados a partir de erosão e ressedimentação de rochas circundantes por 
movimentos gravitacionais subaéreos e fluxos fluviais. 
 
4.2. Dados estruturais 
 
 Para melhor entendimento da área estudada foram coletadas durante as etapas 
de campo medidas do contato entre estratos, laminações, paleocorrentes e fraturas. 
Para tanto foram usadas duas bússolas tipo Brunton que obtiveram valores na forma 
de rumo e azimute. 
 Para interpretação das fraturas e paleocorrentes foram feitos diagramas de 
roseta com o auxílio do programa GeoRose 0.5.1. Já para estratos e laminações foi 
confeccionado uma projeção estereográfica no diagrama de Schimidt-Lambert com o 
auxílio do programa OpenStereo. 
 As feições rúpteis da área se manifestam na forma de fraturas. Foram 
identificadas duas famílias de fraturas, que se manifestam de maneira constante. A 
família 1 está restrita as unidades estratigráficas 4 e 5 deste trabalho. A família 2 é 
melhor observada nas unidades estratigráficas 4 e 5, mas pode ser vista 
ocasionalmente na unidade 6. As famílias foram determinadas através da direção 
preferencial das mesmas em relação ao norte, com base em 22 medidas. 
 
a) Família de fraturas 01 (F1): As fraturas ocorrem paralelas e tem trend N10W-
N10E, com direção média N05E e não apresentam preenchimento. A superfície de 
ruptura é lisa e a geometria da superfície é plana. O espaçamento é estreito (6cm – 
20cm) próximos aos grandes lineamentos NNE da área e pode chegar a ser 
largamente espaçada (>2,0m) a medida que se afasta dos mesmos. Quanto a 
abertura, variam de estreitas (0,2cm – 0,6cm) a moderadamente estreitas (0,6cm – 
2,0cm). A persistência é muito variável, e depende da reologia da rocha fraturada. Em 
arenitos raramente a fratura se propaga continuamente por vários estratos, 
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geralmente é refratada na passagem de um estrato para o outro. Já nos folhelhos e 
ritmitos se propaga continuamente por afloramentos inteiros. 
 b) Família de fraturas 02 (F2): As fraturas são paralelas entre si e tem trend 
N60-80W, com direção média N65W e não apresentam preenchimento. A superfície 
de ruptura é lisa e a geometria da superfície é plana. É moderadamente espaçada 
(20cm – 60cm), a medida que se caminha para o norte da área o espaçamento 
aumenta e a fratura deixa de ser observada. Quanto a abertura, são estreitas (0,2cm 
– 0,6cm). A persistência é muito variável e depende da reologia da rocha fraturada. 
Em arenitos raramente a fratura se propaga continuamente por vários estratos, 
geralmente é refratada na passagem de um estrato para o outro. Já nos folhelhos e 
ritmitos se propaga continuamente por afloramentos inteiros. 
 
Figura 17: Gráfico de roseta construído a partir das medidas de fraturas da área 5, n=22. 
 
As paleocorrentes foram agrupadas por unidades, uma vez que cada unidade 
litológica representa também uma associação de fácies no presente trabalho. As 
medidas foram obtidas a partir da medição de ripples nas fácies Smr-i; Srr e Sa em 
diferentes afloramentos e são referentes as unidades 3, 4 e 5. Não foi possível obter 
medidas de paleocorrentes para as unidades 6 e 7 por falta de estruturas que 
pudessem fornecer tais dados. 
A Unidade 3 (U3) é relativa a um ambiente deltaico dominado por maré e possui 
uma grande variação nas medidas das suas paleocorrentes. Possui valores dispersos 
ao longo de 255º sendo que apenas o intervalo Sul entre N115 e N220 não apresenta 
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nenhuma paleocorrente. Este fator foi utilizado para interpretar a estrutura cruzada 
acanalada da U3 como Swaley. Além disso, esta dispersão também corrobora o fato 
da fácies Sa, inclusa nesta unidade, ter sido depositada a partir de fluxos oscilatórios. 
A Unidade 4 (U4) é relativa a um ambiente de talude e possui uma direção bem 
definida de paleocorrentes entre ENE e E. Esta direção bem definida, pode ser 
condicionada pela baixa quantidade de dados estruturais desta unidade. 
A Unidade 5 (U5) é relativa a um ambiente marinho-profundo transacionando 
para um ambiente de talude, sendo depositada por sistemas de leques submarinos e 
tem valores preferencialmente para Sul. Esses valores variam de SE a SW. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 18: Medidas de paleocorrentes para área 5. Em ordem a partir da esquerda: Unidade 3 (n=34); 
Unidade 4 (n=5) e Unidade 5 (n=32) 
 
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Com relação as atitudes dos estratos e laminações, foi observada uma 
tendência geral de mergulho para W, predominando as medidas com mergulho para 
W-NW com alguma variação para SW. Estas medidas são concordantes com o 
caimento geral da bacia. 
Existem também camadas com caimento para E (predominando caimento para 
NE). Estas camadas se concentram próximas aos lineamentos que ocorrem com 
direções NEN e NWN, gerando dispersão no estereograma. 
 
 
Figura 19: estereograma