GEOLOGIA DO BRASIL Basilici et al , 2012

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520 Geologia do Brasil
A Bacia Bauru, bacia sedimentar intracratônica 
com extensão de aproximadamente 370.000 km², abrange 
quase toda a metade ocidental do estado de São Paulo e 
afl ora também nos estados de Minas Gerais (Triângulo 
Mineiro), Goiás, Mato Grosso, Mato Grosso do Sul e 
Paraná, até tocar uma pequena parte do Paraguai (Fig. 1). 
Atualmente, descrever as características sedimentológico-
-estratigráfi cas de toda a Bacia Bauru é tarefa quase im-
possível, seja devido à vastidão, seja porque os estudos efe-
tuados são poucos, relativamente recentes, pontuais e, em 
sua maior parte, concentrados no estado de São Paulo. Por 
estas razões, neste capítulo a descrição e análise da Bacia 
Bauru basear-se-á em estudos publicados e na experiência 
de trabalho dos autores, em particular, concentrada nas 
áreas mais orientais e setentrionais da bacia. 
O capítulo trata dos aspectos deposicionais e paleo-
pedogenéticos da Bacia Bauru e não considera os aspectos 
paleontológicos que, em virtude do material descrito e 
das numerosas publicações, demandariam um capítulo à 
parte. O objetivo é fornecer ao leitor um quadro geral das 
características sedimentares e evolutivas da Bacia Bauru, 
levando em consideração os principais estudos pretéritos e 
os resultados científi cos alcançados nos últimos anos.
UMA VISÃO CRÍTICA DOS ESTUDOS
NA BACIA BAURU
A Bacia Bauru formou-se sobre uma das mais im-
portantes efusões de lava basáltica conhecidas na história 
geológica da Terra (a Formação Serra Geral). Os basaltos 
provavelmente alcançam até 2.000 m de espessura (Mi-
lani et al. 2007) e foram gerados como consequência da 
fragmentação do paleocontinente Gondwana meridional 
e da formação do Oceano Atlântico meridional. A origem 
da bacia é atribuída a processos de tipo termolitostá-
ticos (Fernandes e Coimbra 1996, Riccomini 1997, Fer-
nandes e Coimbra 2000); o espaço de acomodação dos 
sedimentos foi criado pelo resfriamento e pela contração 
progressivos da massa basáltica e pelo peso que ela exerceu 
sobre a crosta continental. De fato, as maiores espessuras 
da sucessão sedimentar da Bacia Bauru estão localizadas 
próximo às áreas com maiores espessuras dos derrames 
basálticos (Zalán et al. 1987, Riccomini 1997 – cf. sua Fi-
gura 2 –, Milani et al. 2007).
Os limites da bacia parecem ser controlados por 
feições tectônicas: os altos estruturais de Rondonópolis e 
do Paranaíba, a noroeste e nordeste, respectivamente; os 
alinhamentos do rio Mogi Guaçu, de São Carlos-Leme 
e de Ibitinga-Botucatu, a leste; o alinhamento do Parana-
panema, a sudeste; e o alinhamento do Rio Piquiri, a sul 
(Fig. 1).
A sucessão estratigráfi ca que constitui a Bacia 
Bauru é formada prevalentemente por arenitos – de muito 
fi nos a médios –, apresentando diferentes graus de cimen-
tação. Camadas de conglomerados areníticos ocorrem de 
forma localizada e não constituem mais de 5% da espes-
sura total da sucessão. Sutis e descontínuas camadas de 
pelitos areníticos ocorrem, por vezes, interestratifi cadas 
com os arenitos, mas não constituem mais de 2% da es-
pessura total. Corpos de calcário ou calcário dolomítico 
são relativamente frequentes, principalmente nas unidades 
estratigráfi cas mais novas. Os corpos distribuem-se na 
forma de nódulos isolados ou coalescentes, ou formam ca-
madas lenticulares frequentemente brechadas. Prevalecem 
A SUB-BACIA BAURU: 
UM SISTEMA CONTINENTAL ENTRE DESERTO E CERRADO
Giorgio Basilici
Geraldo Norberto Sgarbi
Patrick Francisco Führ Dal’ Bó
 
521
A SUB-BACIA BAURU 22b
dade formado por rios meandrantes ou transicionais a 
entrelaçados. 
A Formação Adamantina possui espessura máxima 
de 190 m, em geral ocorre sobreposta à Formação Santo 
Anastácio, mas às vezes apresenta interdigitação com esta 
ou assenta-se diretamente sobre os basaltos da Formação 
Serra Geral. A unidade é constituída por arenitos fi nos ou 
muito fi nos, às vezes alternados com pelitos. As estruturas 
sedimentares principais são estratifi cações cruzadas, lami-
nações plano-paralelas mal defi nidas e camadas maciças. 
Os autores notaram também alternância cíclica entre ca-
madas de arenitos maciços ou com estratifi cações cruzadas 
e camadas de pelitos. Soares et al. (1980) interpretaram a 
unidade como depositada em ambiente de planície aluvial. 
Os arenitos da formação foram interpretados como de-
positados em sistema fl uvial meandrante ou entrelaçado, 
enquanto os pelitos foram interpretados como depósitos 
de planície de inundação. 
A Formação Marília possui espessura de até 160 m 
e recobre, de forma geral, a Formação Adamantina, mas 
os autores também observaram interdigitações. A unidade, 
segundo Soares et al. (1980), é constituída por arenitos 
grossos e conglomerados com escassa seleção e enrique-
cidos em feldspatos e camadas de pelitos, com ocorrência 
subordinada de calcário. Uma característica peculiar da 
unidade é a abundância de nódulos carbonáticos concen-
trados em determinados níveis dos arenitos. Estruturas 
sedimentares não são observadas e raramente se observam 
estratifi cações cruzadas. A Formação Marília teria sido de-
positada por correntes de alta energia não canalizadas “em 
extensos lençóis de escoamento, com deposição rápida, im-
pedindo a formação de estruturas” (Soares et al. 1980). 
é de Soares et al. (1980). Desde 1974, sob impulso do De-
partamento de Águas e Energia Elétrica do Estado de São 
Paulo (DAEE), os autores vêm realizando uma série de 
mapeamentos geológicos no estado de São Paulo, trabalho 
que resultou na classifi cação estratigráfi ca formal das uni-
dades pertencentes à Bacia Bauru. Soares et al. (1980) 
reconheceram quatro unidades, da base para o topo: For-
mação Caiuá, Formação Santo Anastácio, Formação Ada-
mantina e Formação Marília (Fig. 2). 
A Formação Caiuá é a unidade estratigráfi ca mais 
antiga. Possui espessura de até 200 m e recobre os der-
rames basálticos. A formação é constituída por arenitos 
– de muito fi nos a médios – bem selecionados com grãos 
de forma subarredondada a arredondada e organizados 
em estratifi cações cruzadas espessas até acima de 1  m. 
Observam-se superfícies de acúmulo de cascalhos (gravel 
lags) e deformações plásticas dos foresets das estratifi cações 
cruzadas (Fernandes et al. 2007). As estratifi cações cru-
zadas são interpretadas como produto de deposição eólica, 
os acúmulos de cascalhos como efeito de defl ação e as 
deformações dos foresets como efeito de eventos sísmicos 
(Fernandes et al. 2007). 
A Formação Santo Anastácio recobre, em 
parte, os basaltos da Formação Serra Geral e, em parte, 
os arenitos da Formação Caiuá; todavia, Soares et al. 
(1980) descreveram também transições laterais entre as 
formações Caiuá e Santo Anastácio. A espessura desta 
formação varia entre 40-80 m e é formada por arenitos 
bem selecionados, de fi nos a médios, apresentando 
camadas maciças e com pouco evidentes laminações 
plano-paralelas ou cruzadas de baixo ângulo (<10°). Os 
autores interpretaram o sistema deposicional desta uni-
Figura 1. Localização da Bacia Bauru no sudeste brasileiro. (a) Alto estrutural de 
Rondonópolis; (b) Alto estrutural do Paranaíba; (c) Alinhamento do Rio Mogi 
Guaçu; (d) Alinhamento de São Carlos-Leme; (e) Alinhamento de Ibitinga-Botucatu; 
(f ) Alinhamento do Paranapanema; (g) Alinhamento do Rio Piquiri. (Modif. de 
Fernandes et al. 2007, Riccomini 1997)
calcários de origem pedogenética e, prova-
velmente e em parte, diagenética.
Estudos paleontológicos de restos de 
vertebrados (Bertini et al. 1993, Santucci e 
Bertini 2002, 2006) e de microfósseis (Dias-
-Brito et al. 2001) indicam que a sucessão 
sedimentar da bacia desenvolveu-se entre 
o Coniaciano e o Maastrichtiano. Con-
tudo, a relativa escassez de microfósseis e 
a pouco relevante potencialidade bioestra-
tigráfi ca dos restos de vertebrados geram 
ainda muita incerteza quanto ao intervalo 
cronoestratigráfico de desenvolvimento da 
sucessão sedimentar e difi cultam a corre-
lação litoestratigráfi ca nas diferentes partes 
da bacia.
A ordenação estratigráfi ca da Bacia 
Bauru é complexa. Ainda parece distante 
atingir uma resolução consensual. O pri-
meiro trabalho que merece atenção sobre a 
caracterização estratigráfi ca da Bacia Bauru 
522 Geologia do Brasil
A Formação Rio Paraná é constituída por arenitos 
com estratifi cações cruzadas com sets até 10 m de altura. A 
unidade é interpretada como sistema de erg (mar de areia), 
caracterizado por draas. A Formação Goio Erê é caracte-
rizada por arenitos que mostram estratifi cações cruzadas 
com sets até 3 m de altura, depositados em dunas tipo bar-
cana. Os autores citados descreveram ainda laminações 
plano-paralelas e crenuladas, respectivamente interpre-
tadas como depósitos de marcas onduladas de vento secas 
e de adesão, que seriam formadas em playa-lake. Camadas 
maciças também ocorrem. Fernandes e Coimbra (1994) 
descreveram a Formação Santo Anastácio com as mesmas 
características de Soares et al. (1980), mas a interpretaram 
como depositada em um sistema de lençol de areia. 
A Formação Uberaba, defi nida por Hasui (1968), 
ocorre nas proximidades do município homônimo. Esta 
unidade é espessa em até 85 m e localiza-se na base da 
sucessão sedimentar do Grupo Bauru. A formação é cons-
tituída por arenitos de fi nos a muito fi nos e pelitos, or-
ganizados em camadas tabulares ou lenticulares que não 
mostram estruturas sedimentares ou caracterizados por 
estratifi cações cruzadas acanaladas, tabulares ou por la-
minações plano-paralelas. Segundo Fernandes e Coimbra 
(2000), a formação corresponderia a depósitos de rios en-
trelaçados. Destaca-se que em todas as formações até aqui 
descritas foi indicada a presença de nódulos carbonáticos e 
camadas de calcários que os autores atribuíram a calcretes 
produzidos por oscilações do nível do lençol freático ou 
por processos paleopedogenéticos. Por fi m, os Analci-
mitos Taiúva são rochas extrusivas de natureza alcalina 
que possuem espessura máxima de 15 m e que ocorrem 
intercaladas na porção superior da Formação Adamantina 
no estado de São Paulo. 
Fernandes (1998) e Fernandes e Coimbra (2000), 
ao produzirem a revisão estratigráfi ca da porção oriental 
da Bacia Bauru, confi rmaram a anterior subdivisão 
estratigráfi ca entre os grupos Caiuá e Bauru, mudaram o 
Fernandes (1992) e Fernandes e Coimbra (1994) 
reavaliaram a distribuição estratigráfi ca das unidades da 
Bacia Bauru. Os autores dividiram a sucessão sedimentar 
em dois grupos: Caiuá e Bauru. 
O Grupo Caiuá é constituído pelas formações 
Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio. O Grupo 
Bauru é constituído pela formações Uberaba, Adaman-
tina, Marília e pelas rochas extrusivas alcalinas chamadas 
de Analcimitos Taiúva (Fig.  3). Fernandes e Coimbra 
(1994) adotaram uma ideia de Mezzalira e Arruda 
(1965), segundo os quais os grupos Caiuá e Bauru são 
duas unidades contemporâneas com frequentes interdi-
gitações, colocando-se assim em contraste com a opi-
nião anterior de Soares et al. (1980), na qual as unidades 
ligadas ao Grupo Caiuá foram colocadas em posição 
litoestratigráfi ca inferior. Segundo o modelo de Fer-
nandes e Coimbra (1994) as três formações do Grupo 
Caiuá são contemporâneas entre si e cronocorrelatas 
com as formações Adamantina, Marília e Uberaba do 
Grupo Bauru (Fig. 3). Em seguida, será dada uma breve 
descrição destas unidades. 
Figura 2. Síntese estratigráfi ca da Bacia Bauru segundo Soares 
et al. (1980). (Modif. de Soares et al. 1980)
Figura 3. Síntese estratigráfi ca da Bacia Bauru segundo Fernandes 
(1992) e Fernandes e Coimbra (1994). SG: Formação Serra 
Geral; RP: Formação Rio Paraná; GE: Formação Goio Erê; 
SA: Formação Santo Anastácio; AD: Formação Adamantina; U: 
Formação Uberaba; M: Formação Marília; T: Analcimitos Taiúva. 
(Modif. de Fernandes e Coimbra 1994)
 
523
A SUB-BACIA BAURU 22b
nome de Formação Adamantina para Formação Vale do 
Rio do Peixe, subdividiram ulteriormente o Grupo Bauru 
em novas formações – integrando ao Grupo Bauru as 
formações Araçatuba, São José do Rio Preto e Presidente 
Prudente – e dividiram a Formação Marília em Membro 
Echaporã, Serra da Galga e Ponte Alta (Fig. 4).
A Formação Vale do Rio do Peixe “corresponde a 
grande parte da Formação Adamantina”, conforme des-
creveram Fernandes e Coimbra (2000).
A Formação Araçatuba possui espessura máxima 
de 70  m e é a unidade estratigrafi camente mais antiga 
do Grupo Bauru. Fernandes e Coimbra (2000) adotaram 
propostas de outros autores que, anteriormente, defi niram 
a unidade como sendo composta de litofácies (Suguio et 
al. 1977), membro (Barcelos 1984) ou formação (Suguio 
1981, Batezelli 1998, Batezelli et al. 1999). A Formação 
Araçatuba, constituída por arenitos muito fi nos e pelitos, 
mostra frequente cimentação carbonática e marcas de 
raízes. A unidade é interpretada como formada em área 
periodicamente inundada, tendo Fernandes e Coimbra 
(2000) usado o termo pântano, brejo ou charco.
Os membros Serra da Galga e Ponte Alta (For-
mação Marília) ocorrem apenas na porção nordeste da 
bacia, na região do Triângulo Mineiro. O primeiro possui 
espessura máxima de 110  m e é constituído de arenitos 
ou arenitos conglomeráticos que mostram estratifi cações 
cruzadas tabulares e lentes de conglomerados e pelitos. O 
Membro Ponte Alta possui espessura entre 10-20 m e é for-
mado por calcários areníticos de aspecto maciço. Fernandes 
e Coimbra (2000) descreveram que a cimentação carboná-
tica é posterior e é principalmente ligada à formação de cal-
crete originado por ação de lençol freático e que os arenitos 
foram depositados por um sistema fl uvial entrelaçado.
O Membro Echaporã constitui a maior área de 
afl oramentos da Formação Marília, ocorrendo no estado 
de São Paulo, no sudoeste de Minas Gerais, no sul de 
Goiás e no nordeste do Mato Grosso do Sul. O Membro 
Echaporã é formado por arenitos fi nos a médios com ca-
madas de aspecto maciço e frequentes níveis de cimen-
tação carbonática que se evidenciam também por nó-
dulos (Manzini 1999). Barcelos (1984), Barcelos e Suguio 
(1987) e Fernandes e Coimbra (2000) interpretaram estes 
depósitos como fl uxos distais de leques aluviais acumu-
lados em forma de lençóis.
A Formação São José do Rio Preto afl ora próxima 
do município homônimo, possui espessura de 60  m e é 
constituída por arenitos com estratifi cações cruzadas aca-
naladas e laminações plano-paralelas. Os depósitos são in-
terpretados como sistemas de canais entrelaçados.
A Formação Presidente Prudente é localizada 
perto do município homônimo, possui espessura de 50 m, 
é formada por arenitos muito fi nos e fi nos e pelitos are-
níticos. A unidade foi depositada, sempre segundo Fer-
nandes e Coimbra (2000), por sistemas fl uviais mean-
drantes.
Uma visão diferente da organização estratigráfi ca, 
em parte similar ao modelo inicial de Soares et al. (1980), 
observa-se em Batezelli (1998, 2003), Fúlfaro et al. (1999), 
Batezelli et al., (2003, 2007, 2010), Paula e Silva et al. 
(2003, 2005, 2006, 2009) (Fig.  5). Fúlfaro et al. (1999) 
identifi caram, no topo do Grupo Caiuá, um perfi l de 
paleossolo que reconheceram como Formação Santo 
Anastásio e propuseram renomeá-lo como “Geossolo 
Santo Anastásio”. O perfi l de paleossolo representaria, 
segundo Fúlfaro et al. (1999), uma fase de êxtase da sedi-
mentação no topo das unidades do Grupo Caiuá antes da 
sedimentação do Grupo Bauru ser iniciada. Nesta visão 
estratigráfi ca, o Grupo Caiuá seria mais antigo e separado 
do Grupo Bauru por discordância estratigráfi ca. Contudo, 
considerando que as unidades dos grupos Caiuá e Bauru 
mostram frequentes perfi s de paleossolos com alto grau de 
evolução temporal, surgem dúvidas sobre a unicidade (e 
consequente importância estratigráfi ca) do perfi l indicadopor Fúlfaro et al. (1999) como limite estratigráfi co entre 
os grupos Caiuá e Bauru. Outros autores (Batezelli 2003, 
Batezelli et al. 2003, 2007, 2010, Paula e Silva et al. 2003, 
2005, 2006, 2009) compartilham a mesma visão de Fúl-
faro et al. (1999) em relação à separação temporal entre os 
grupos Caiuá e Bauru.
Na primeira década dos anos 2000, a polê-
mica estratigráfi ca entra em fase de estagnação e, 
consequentemente, permanece não resolvida. Os novos 
e poucos trabalhos publicados acerca da temática geram 
novas unidades estratigráfi cas nos grupos Caiuá e Bauru 
(Paula e Silva et al. 2003, 2005, 2006, 2009, Batezelli 2010), 
porém sem contribuir com propostas relevantes para es-
clarecer a complexa estratigrafi a da Bacia Bauru. De fato, 
se por um lado os autores citados usaram como base o mo-
delo estratigráfi co de Soares et al. (1980), por outro, Mi-
lani et al. (2007), em descrição geral da Bacia do Paraná, 
Figura 4. Síntese estratigráfi ca da Bacia Bauru segundo Fernandes 
e Coimbra (2000). SG: Formação Serra Geral; RP: Formação Rio 
Paraná; GE: Formação Goio Erê; SA: Formação Santo Anastácio; 
VRP: Formação Vale do Rio do Peixe; Ar: Formação Araçatuba; 
PP: Formação Presidente Prudente; SJRP: Formação São José 
do Rio Preto; U: Formação Uberaba; M: Formação Marília; E: 
Membro Echaporã; SG: Membro Serra da Galga; PA: Membro 
Ponte Alta; T: Analcimitos Taiúva. (Modif. de Fernandes e 
Coimbra 2000)
524 Geologia do Brasil
usaram, para a divisão estratigráfi ca do que denominaram 
a “Supersequência Bauru”, o modelo estratigráfi co de Fer-
nandes e Coimbra (2000).
Os autores deste capítulo percebem, em geral, que 
há uma grande insegurança por parte de todos os autores 
na defi nição dos limites estratigráfi cos entre as diferentes 
unidades. Por exemplo, o uso de termos como “interdigi-
tação” ou “transição gradual” entre as diferentes unidades é 
comum na descrição das relações de contato. Outro ponto 
importante a ser observado nas publicações examinadas 
nesta síntese é que quase sempre o objeto de estudo e dis-
cussão é exclusivamente de caráter estratigráfi co. Análises 
sedimentológicas de detalhe são, em geral, muito raras 
(Fernandes 1998, Batezelli 2003, Batezelli et al. 2007). 
As poucas análises de detalhe nem sempre são baseadas 
na defi nição de processos deposicionais e mecanismos de 
construção dos corpos sedimentares, mas na comparação, 
frequentemente duvidosa, de fácies codifi cadas. Assim, a 
caracterização sedimentológica das diferentes unidades 
não é, de fato, aprofundada, e a interpretação permanece 
em estado geral de defi nição de um genérico sistema 
desértico de erg, no caso do Grupo Caiuá, e de um sistema 
fl uvial ou de leques aluviais com playa-lakes ou lençóis de 
areia eólica localizados, no caso do Grupo Bauru. 
A ausência de análises sedimentológicas de de-
talhe da sucessão sedimentar da Bacia Bauru permitiu 
que passassem praticamente quase inobservados corpos 
geológicos expressivos, como os perfi s de paleossolos. 
Com efeito, perfi s de paleossolos constituem percentual 
extremamente alto da espessura total das unidades da 
Bacia Bauru. Por exemplo, na porção setentrional da Bacia 
Bauru (entre os estados de Mato Grosso do Sul e Goiás), 
os perfi s de paleossolos constituem, em média, 66% da 
espessura das sucessões, com o valor chegando a 92% na 
área de afl oramento do Membro Echaporã, próximo do 
município de Marília (São Paulo), atingindo espessuras 
médias de 55% nas unidades inferiores, na mesma área 
(formações Araçatuba e Adamantina). Além disto, perfi s 
de paleossolos são também conhecidos e disseminados nas 
unidades do Grupo Caiuá.
OS PALEOSSOLOS DA BACIA BAURU
Vários autores citam a presença de paleossolos nas 
rochas da Bacia Bauru, porém sem produzir análise deta-
lhada ou sem considerá-los como objeto próprio de pes-
quisa, com fi nalidades paleoambientais ou estratigráfi cas. 
Suguio (1973) afi rmou que pelo menos uma parte da com-
ponente carbonática presente na sucessão sedimentar da 
Bacia Bauru poderia ser associada a calcretes de origem 
pedogenética. Fúlfaro et al. (1999), como já citado, indi-
vidualizaram um perfi l de paleossolo que separa o Grupo 
Caiuá do Grupo Bauru. Além disso, também Suguio et 
al. (1980), Suguio e Barcelos (1983), Barcelos (1984), 
 Etchebehere et  al. (1993), Fernandes (1998), Manzini 
(1999), Fernandes e Coimbra (2000), Goldberg e Garcia 
(2000) e Garcia et al. (2005) descreveram a presença de 
paleossolos nos sedimentos do Grupo Bauru.
Nesta breve síntese das características sedimento-
lógicas da Bacia Bauru, parece-nos importante introduzir 
alguns conceitos básicos sobre o reconhecimento e o uso 
dos paleossolos na análise de sucessões sedimentares con-
tinentais. Em seguida, serão descritos alguns conceitos 
elementares para distinguir, principalmente em campo, 
os perfi s de paleossolos na sucessão sedimentar da Bacia 
Bauru. Conceitos e métodos de análise de maior detalhe 
poderão ser encontrados em artigos e manuais mais ade-
quados: por exemplo, em Retallack (1988, 2001) e Catt 
(1990).
Por paleossolo, entende-se um corpo geológico que 
se encontra em sucessões sedimentares e que corresponde 
a um solo enterrado, coberto por rochas sedimentares 
ou por outros paleossolos mais recentes (buried soil, Catt 
1990, Retallack 2001). Neste contexto, paleossolo não é 
um solo antigo, que ainda se encontra localizado na super-
fície topográfi ca atual (relict soil, Catt 1990).
Um aspecto peculiar, embora não exclusivo aos 
paleossolos, é a ausência de estruturas sedimentares 
(Fig. 6). Nas rochas sedimentares, a ausência de estruturas 
é uma característica que, na maioria dos casos, se adquire 
secundariamente, depois do processo de sedimentação e, 
em geral, por meio de bioturbação, pedogênese ou diagê-
nese, embora esta última possa enfatizar os limites entre 
as camadas e as características internas. Alguns processos 
sedimentares, entretanto, caracterizados por alta capa-
Figura 5. Síntese estratigráfi ca da Bacia Bauru segundo Batezelli et 
al. (2007). SG: Formação Serra Geral; RP: Formação Rio Paraná; 
GE: Formação Goio Erê; SA: Formação Santo Anastácio; VRP: 
Formação Vale do Rio do Peixe; Ar: Formação Araçatuba; PP: 
Formação Presidente Prudente; SJRP: Formação São José do Rio 
Preto; U: Formação Uberaba; M: Formação Marília; E: Membro 
Echaporã; SG: Membro Serra da Galga; PA: Membro Ponte Alta; 
T: Analcimitos Taiúva. (Modif. de Batezelli et al. 2007)
 
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A SUB-BACIA BAURU 22b
em elementos de diferentes dimensão e forma (agregados 
ou peds), separados por películas (cutans) (Birkeland 1999, 
Soil Survey Staff 1999, Santos et al. 2005, IBGE 2007). 
Os agregados observados nos perfi s de paleossolos da 
Bacia Bauru podem aparecer como formas de erosão su-
perfi cial, semelhantes a descamações (Fig. 8). Trata-se de 
feições parecidas, porque frequentemente dependem dos 
mesmos processos de formação (umidifi cação e desseca-
mento), mas existem alguns métodos e aspectos que per-
mitem a distinção: (i) escavando um pouco o afl oramento, 
observa-se que os agregados continuam na parte in-
terna, excluindo assim a origem intempérica superfi cial 
e atual; (ii) agregados e películas não aparecem em todo 
o afl oramento, sendo restritos a poucas porções com de-
senvolvimento horizontal (os horizontes de paleossolo), 
embora o afl oramento possa ter características litológicas 
homogêneas; (iii) isolando um agregado e observando cui-
dadosamente e com lupa as suas paredes, pode-se detectar 
os materiais (que podem ser de vários tipos) que preen-
cheram as fraturas entre um agregado e outro (quer dizer, 
as películas). 
Na sucessão sedimentar da Bacia Bauru, os prin-
cipais materiais das películas são constituídos por: argila 
(argillans), calcário (calcans), manganês (mangans) e su-
perfícies de fricção (slickensides). As argillans são películas 
brilhantese cerosas (Fig.  9A); os calcans reagem facil-
cidade de transporte e alta velocidade de sedimentação 
(por exemplo, fl uxos de detritos s.l. ou fl uxos hipercon-
centrados), podem produzir camadas sem estruturas 
sedimentares evidentes. Contudo, estes processos geram 
corpos que possuem sempre limites inferiores e superiores 
bem defi nidos e, além disso, podem desenvolver certas or-
ganizações internas dos constituintes como uma grosseira 
gradação normal ou inversa, ou ainda como alinhamentos 
diferenciais de clastos e imbricações (Nemec 1990). Em 
síntese, devemos considerar que a ausência de estruturas 
sedimentares não necessariamente signifi ca que o corpo 
geológico em questão seja um perfi l de paleossolo, mas 
este aspecto pode ser um indício que nos obriga a uma 
análise mais rigorosa e detalhada. 
A presença de marcas de raízes sem dúvida é um 
bom indício de paleossolo, quer dizer, uma superfície 
que um dia foi exposta à atmosfera. Marcas de raízes nas 
unidades da Bacia Bauru são abundantes, embora quase 
nunca apresentem substância orgânica preservada. De 
fato, o ambiente deposicional era fortemente oxidante e a 
parte orgânica das raízes é preservada somente em poucos 
casos, em particular onde o lençol freático estava próximo 
à superfície, como no caso de paleossolos desenvolvidos 
perto de playa-lakes (sensu Briere 2000) (Fig. 7A). Marcas 
de raízes na sucessão da Bacia Bauru estão geralmente 
preservadas como pequenas perfurações anteriormente 
ocupadas pela raiz e que, agora, constituem vazios ou são 
preenchidos por arenitos diferentes do encaixante ou por 
calcita esparítica. Às vezes não é fácil distinguir marcas 
de raízes de escavações de animais, porém as marcas de 
raízes possuem: (i) uma forma cilíndrica prevalentemente 
com disposição vertical; (ii) um furo com diâmetro que 
varia ao longo do eixo; (iii) ramifi cações frequentes a ân-
gulo agudo para baixo (Fig. 7B). Às vezes se observam 
marcas de raízes de grandes dimensões (diâmetro supe-
rior a 50 mm), com desenvolvimento vertical no perfi l de 
paleossolos por mais de 2 m, a exemplo das sinkers cuja 
referência pode ser encontrada na literatura inglesa, tí-
picas de vegetais de grandes dimensões e de ambientes 
com lençol freático profundo (Fig.  7C). Outras vezes, 
observam-se sutis raízes capilares com diâmetro inferior a 
1 mm que podem ser associadas a arbustos ou gramíneas. 
As raízes podem, ainda, ser identifi cadas pelas concreções 
de carbonato de cálcio formadas ao redor da raiz durante 
a sua vida (rhizo-concretions). Nestes casos, preserva-se da 
raiz somente o furo onde ela existia e a concreção ao redor 
dela (Fig. 7D).
Quando uma rocha é sujeita a pedogênese, suas 
estruturas e formas originárias são progressivamente des-
truídas, adquirindo inicialmente certo “aspecto maciço”. 
Porém, à medida que os processos pedogenéticos conti-
nuam (por exemplo, bioturbação animal e vegetal, umidi-
fi cação e dessecamento), a massa litológica reorganiza-se 
Figura 6. Os paleossolos aparecem como rochas sem estruturas 
sedimentares, quer dizer maciços. Contudo, uma atenta análise 
revela diferentes horizontes e perfi s de paleossolos, como nesta 
sucessão exposta no km 2 da rodovia Itajá-Itarumã (GO). 
526 Geologia do Brasil
(i) possuem espessura inferior ou igual a 1 m; (ii) têm di-
fusão limitada aos horizontes; (iii) estão associados a hori-
zontes pedogenéticos; (iv) mostram frequentes marcas de 
raízes; (v) têm estrutura cristalina fi na; e (vi) não estão as-
sociados a depósitos mais permeáveis da sucessão. A aná-
lise geoquímica de perfi s de paleossolos é determinante 
para a individualização e distinção de horizontes e para a 
interpretação paleoambiental.
A distribuição vertical dos óxidos principais e dos 
elementos-traço nos perfi s de paleossolos resulta de ex-
trema importância pela individualização dos processos 
de alteração pedogenética. Em particular, os valores ob-
tidos permitem defi nir índices de intemperismo (ou re-
lações moleculares de intemperismo), cujos valores vi-
sualizados grafi camente ao lado de perfi s de paleossolos 
(Fig. 10) permitem defi nir o tipo e o comportamento dos 
Figura 7. Marcas de raízes. (A) Marca de raiz (seta) com parcial conservação 
da substância orgânica e halo cinza. Moeda: 20 mm. (B) Marca de raiz (seta) 
constituída por preenchimento de areia diferente da encaixante. Nota-se 
as ramifi cações laterais de menor diâmetro. Moeda: 20 mm. (C) Marca de 
raiz com diâmetro superior a 50 mm e comprimento de até 2 m. Note-se as 
ramifi cações laterais (setas). Isqueiro: 80 mm. (D) Marcas de raízes indicadas 
pelas concreções de carbonato de cálcio (rhizoconcretions). O furo (seta) é o 
lugar onde estava localizada a raiz. Moeda: 20 mm.
mente ao HCl e são de cor branca (Fig. 9B); os 
mangans reagem a peróxido de hidrogênio e são de 
cor preta (Fig. 9C); as superfícies de fricção (sli-
ckensides) são estriadas e brilhantes, dependendo 
dos movimentos compressivos entre os agregados 
(Fig. 9D). Os tipos e a distribuição dos agregados 
e das películas são extremamente importantes 
porque são funções dos processos que geram a pe-
dogênese e, por isso, possuem grande implicação 
paleoambiental, o que permite reconhecer e classi-
fi car os diferentes horizontes dos paleossolos.
Nos paleossolos da Bacia Bauru é frequen-
temente possível observar acúmulos de carbonatos 
de cálcio e magnésio concentrados em determi-
nados horizontes em manchas (mosquemento ou 
mottling), nódulos (glaebules) ou camadas lenticu-
lares frequentemente brechadas e com espessura 
não superior a 1 m. O acúmulo subsuperfi cial de 
carbonatos em solos de ambiente árido é muito 
frequente e gera horizontes chamados de calcrete 
ou caliche ou, mais propriamente, horizontes Bk ou 
Bkm, consequência da evaporação da água durante 
a migração para baixo no solo, deixando precipitar 
os carbonatos de cálcio e magnésio. Alguns autores 
(por exemplo, Suguio 1973, Fernandes e Coimbra 
2000) apontaram anteriormente que este acúmulo 
de carbonatos fosse principalmente de origem fre-
ática ou diagenética. Os acúmulos de carbonatos 
da Bacia Bauru possuem, na maioria dos casos, 
uma origem pedogenética. Tanto em função dos 
levantamentos que realizamos, quanto pelas con-
clusões de Pimentel et al. (1996), Khadkikar et al., 
(1998) e Alonzo-Zarza (2003), estes acúmulos: 
Figura 8. Estruturas pedogenéticas: agregados. (A) Agregados de forma blocos angulares. (B) Agregados de forma prismática. Martelo: 0,28 m.
 
527
A SUB-BACIA BAURU 22b
quadrados – determinam a sua importância como super-
fície limitante estratigráfi ca.
SEDIMENTOS E PALEOSSOLOS NA 
ESTRATIGRAFIA DA BACIA BAURU 
Este item deriva sobretudo das atividades de pes-
quisa dos autores do capítulo. Os dados e a interpre-
tação relativa provêm do estudo da sucessão sedimentar 
afl orante nas porções setentrional (estados de Goiás e de 
Mato Grosso do Sul) e oriental (municípios de Marília, 
Echaporã e Monte Alto) da Bacia Bauru (Fig. 1).
ÁREA SETENTRIONAL
Na área setentrional da Bacia Bauru (estados de Goiás 
e de Mato Grosso do Sul), a sucessão sedimentar possui es-
pessura máxima de 220 m. Segundo Fernandes e Coimbra 
(1994), Batezelli (2003) e CPRM (2004), a área corresponde 
ao afl oramento das formações Adamantina e Marília 
(Membro Echaporã). Contudo, no campo não é possível 
distinguir as duas unidades segundo as descrições fornecidas 
pelos autores citados, ao passo que as sucessões mostram os 
mesmos caracteres da base ao topo. Nas seções medidas, os 
paleossolos representam 66% da espessura e interestrati-
processos durante a pedogênese (Retallack 1997, 2001). 
Por exemplo, o índice de hidrólise que representa as re-
lações moleculares entre bases e alumina indica quanto 
uma determinada porção do perfi l foi alterada pelos 
agentes pedogenéticos. A calcifi cação, ou seja, a relação 
entre óxidos de cálcioe magnésio com alumina, dá infor-
mações sobre a localização de acúmulos dos carbonatos, 
permitindo melhor individualização do horizonte Bk. 
A formação de argilas, que é a relação entre alumina e 
sílica, permite defi nir os horizontes nos quais a argila se 
acumulou preferencialmente (horizonte Bt). Além disso, 
os valores servem, junto com outros parâmetros físicos e 
químicos dos perfi s de paleossolos, para ser aplicados a 
diversas funções de caráter empírico que defi nem valores 
quantitativos de paleoprecipitação, paleotemperatura e 
tempo de desenvolvimento do perfi l de paleossolo. 
O estudo de paleossolos na sucessão sedimentar da 
Bacia Bauru é importante por dois motivos: os paleossolos 
possuem grande valor como instrumentos de interpre-
tação paleoambiental e signifi cado determinante no es-
tudo estratigráfi co da sucessão sedimentar (Kraus 1999). 
O signifi cado paleoambiental dos paleossolos é incomen-
suravelmente superior ao dos depósitos. De fato, um depó-
sito clástico é gerado por um processo físico de duração de 
poucos minutos a alguns dias e, por isso, representa condi-
Figura 9. Estruturas pedogenéticas: películas. (A) Películas de argila (argillans) que podem ser 
reconhecidas pelas superfícies brilhantes e cerosas (seta). Moeda: 20 mm. (B) Películas de calcário 
(calcans) reconhecíveis pela cor branca (seta). Moeda: 20 mm. (C) Películas de manganês (mangans) 
reconhecíveis pela cor preta e porque reagem ao peróxido de oxigênio (seta). Moeda: 20 mm. 
(D) Superfícies de fricção (slickensides) (seta). Martelo: 0,28 m.
ções ambientais particulares de 
curta duração e, provavelmente, 
de excepcionalidade no sistema 
ambiental onde se produz. Ao 
contrário disso, um paleossolo 
evoluído forma-se num período 
de 103 a mais de 106 anos. Du-
rante este longo intervalo de 
tempo, o paleossolo é um sis-
tema aberto com a possibilidade 
de registrar todas as condições 
ambientais que ocorreram acima 
ou pouco abaixo da sua super-
fície, e as mudanças relativas. 
Assim, variações de precipitação, 
temperatura, topografi a, posição 
do lençol freático, variações das 
associações vegetais e animais e 
tempo podem ser preservados 
nos paleossolos. Por fi m, os 
paleossolos representam mo-
mentos de êxtase e de ausência 
da sedimentação, isto é, repre-
sentam uma descontinuidade 
estratigráfi ca. O grau de evo-
lução temporal do paleossolo e a 
sua extensão areal – em geral de 
muitas dezenas de quilômetros 
528 Geologia do Brasil
estratifi cação transladante cavalgante subcrítica constitui a 
maior parte deste elemento arquitetural. A granulometria 
dos arenitos varia de muito fi na a média, e a seleção, de 
boa a excelente. Os arenitos são constituídos predominan-
temente por quartzo monocristalino e, secundariamente, 
por fragmentos líticos de basaltos, podendo, portanto, ser 
classifi cados como litoarenitos (Fig.  11A). Os clastos de 
quartzo mostram alto grau de arredondamento, a superfície 
é fosca, e análises ao microscópio de varredura permitiram 
detectar as seguintes microtexturas: cristas e depressões 
alongadas (elongate ridge and depressions), pratos virados 
(upturned plates) e superfícies alisadas (smoothed surfaces). 
Em geral, os clastos de arenitos são cobertos por uma sutil 
película submilimétrica de óxidos de ferro, o que confere 
uma cor avermelhada à rocha. Os arenitos são organizados 
em lâminas ou sutis camadas (espessas em até 2 cm), para-
lelas, horizontais ou inclinadas até 10°. As camadas mos-
tram continuidade lateral de alguns metros, diminuindo 
de espessura até desaparecer. As lâminas ou camadas sutis 
mostram gradação inversa e acúmulo de grãos muitos fi nos 
na base (Fig. 11B). Estes aspectos tornam tais estruturas 
similares às pinstripe laminations descritas por Fryberger 
e Schenk (1988). Laminações cruzadas são muito raras, 
mas estão presentes. As litofácies estão organizadas em sets 
com espessura entre 0,2-2,5  m, separados por superfícies 
erosivas, planas, horizontais ou de baixo ângulo, paralelas 
aos sets sobrejacentes (Fig. 11C). Os cosets mostram conti-
nuidade lateral superior a 10 m. Bioturbações são raras e a 
cimentação carbonática, variável. É relativamente frequente 
encontrar clastos intraformacionais de pelito arenítico de 
forma retangular com bordas subangulosas e comprimentos 
de 2-50 mm, acumulados paralelamente às lâminas ou ca-
madas sutis. A espessura das fácies varia de 0,5-15 m, com 
extensões laterais entre 50 m e poucos quilômetros. 
A litofácies camadas lenticulares de arenitos 
conglomeráticos encontra-se interestratifi cada com os 
arenitos com estratifi cação transladante cavalgante subcrí-
tica e formam camadas espessas de 5 cm até 25 cm e com 
extensão lateral de até 8-10 m, mostrando base côncava e 
erosiva e topo plano. A componente arenosa das litofácies 
é fi na a grossa, mal selecionada. Isoladas estratifi cações 
cruzadas até 10 cm de altura podem ser observadas. 
A litofácies camadas sutis de pelitos arenosos exibe 
cor marrom claro, com camadas espessas de poucos mi-
límetros até 20 cm, e extensas até 10 m em afl oramento. 
Relativamente frequentes, estas camadas cobrem, às 
vezes, camadas de arenitos conglomeráticos, mas mais 
comumente são isoladas e são alternadas com os arenitos 
com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica. Nas 
superfícies das camadas podem ser observadas gretas de 
dessecação subaéreas (Fig. 11D). 
Interpretação
 As lâminas ou camadas sutis plano-paralelas, horizon-
tais ou com baixa inclinação e com gradação inversa que 
constituem a litofácies arenitos com estratifi cação trans-
ladante cavalgante subcrítica são o produto deposicional 
de marcas onduladas de vento (Bagnold 1941, Hunter 
Figura 10. Perfi l de alfi ssolo localizado perto do Cemitério de Itajá (GO). Os índices de 
intemperismo permitem defi nir os horizontes, classifi car o perfi l de paleossolo e reconhecer os 
processos principais de pedogênese. (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010)
fi cam-se com depósitos produzidos 
por ação do vento e fl uxos subaquá-
ticos não canalizados e canalizados. 
Basilici et al. (2009), Basilici e Dal’ 
Bó (2010) e Dal’ Bó e Basilici (2011) 
dividiram a sucessão sedimentar da 
área em três elementos arquiteturais 
principais: depósitos de lençol de 
areia eólica, depósitos de rios efê-
meros e paleossolos. 
Depósitos de lençol 
de areia eólica
O elemento arquitetural 
depósitos de lençol de areia eólica 
representa 24% da espessura das 
seções medidas, sendo constituído 
por três litofácies: arenitos com 
estratifi cação transladante caval-
gante subcrítica, camadas lenticu-
lares de arenitos conglomeráticos 
e sutis camadas de pelitos arenosos 
(Basilici e Dal’ Bó 2010). 
A litofácies arenitos com 
 
529
A SUB-BACIA BAURU 22b
Depósitos de rios efêmeros
O elemento arquitetural depósitos de rios efêmeros 
constitui 10% das sucessões medidas e é caracterizado por 
corpos conglomerático-arenosos ou arenosos com base 
côncava erosiva e topo plano. O elemento possui espes-
sura máxima de 4 m e tem forma vagamente elíptica, em 
planta, com largura inferior a 3 km e comprimento supe-
rior a 7 km. 
Os corpos são constituídos por várias camadas, 
com incipiente gradação de conglomerados ou arenitos 
conglomeráticos de forma lenticular achatada (Figs. 12A 
e B). As camadas conglomeráticas são espessas de 0,3-
1,8 m e são constituídas sobretudo por clastos de basaltos 
com dimensões máximas (maximum particle size) de cerca 
de 11 mm, clastossuportados com abundante matriz are-
nosa mal selecionada e de granulometria de fi na a muito 
grossa. Os seixos são arredondados ou subaredondados, e 
são relativamente frequentes seixos com erosões do tipo 
ventifacto, constituídas pela amplifi cação de cavidades e 
formação de sulcos na superfície do seixo. Os clastos acha-
tados mostram imbricações do tipo a(t) b(i) e estruturas 
do tipoopen-work não são observadas. 
A parte superior das camadas conglomeráticas 
mostra, às vezes, arenitos com lâminas ou sutis camadas 
plano-paralelas ou de baixo ângulo e com gradação inversa. 
As camadas de arenito conglomerático têm espessura de 
1977, Fryberger et al. 1979). Hunter (1977) denomina 
tais estruturas como estratifi cação transladante cavalgante 
subcrítica. O ângulo de cavalgamento da marca ondulada 
é menor do que o ângulo de barlavento. Os diferentes co-
sets formam-se por mudanças das condições dinâmicas do 
vento, em geral, velocidade e direção.
Ainda não está claro se tais marcas onduladas de 
vento formavam-se em superfícies planas como lençóis de 
areia ou se eram parte de dunas achatadas e sem superfície 
de avalanche, do tipo nabkha ou zibar – dunas alongadas 
ou transversais, respectivamente –, na direção do vento do-
minante, de baixo relevo, em geral não superior a poucos 
metros e com comprimento variável até algumas dezenas 
de metros (Nielson e Kocurek 1986, Langfgord 2000, 
Biswas 2005). Os clastos intraformacionais são derivados 
de dessecação, fragmentação e transporte das camadas 
sutis de pelitos arenosos (veja descrição a seguir). A baixa 
densidade dos intraclastos facilita o transporte pelo vento.
As duas litofácies camadas lenticulares de arenitos 
conglomeráticos e camadas sutis de pelitos arenosos
constituem produtos de fl uxos subaquáticos. As carac-
terísticas granulométricas e a baixa seleção dos arenitos 
conglomeráticos sugerem alta velocidade de transporte, 
pelo menos na fase inicial, e uma rápida sedimentação, 
permitindo identifi car os depósitos como produtos de en-
chentes rápidas e de alta energia. Os depósitos de pelitos 
Figura 11. (A) Composição petrográfi ca dos arenitos com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica. 
Estes arenitos podem ser classifi cados como litoarenitos (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010). (B) Lâminas 
formadas por marcas onduladas de ventos cavalgantes. Note-se a gradação inversa de cada lâmina. 
Moeda: 20 mm. (C) Os arenitos com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica estão organizados 
em set separados por superfícies erosivas. Martelo à direita: 0,28 m. (D) Pelitos arenosos com fi ssuras de 
dessecação preenchida de arenitos (seta). Moeda: 20 mm.
arenosos, quando recobrem 
arenitos conglomeráticos, 
indicam a fase terminal da 
enchente e a deposição por 
decantação; quando são 
interestratifi cados com os 
arenitos com estratifi cação 
transladante cavalgante sub-
crítica, sugerem enchentes 
de baixa energia. As gretas de 
dessecação confi rmam que 
os pelitos foram depositados 
por processos subaquáticos. 
Atualmente, no alto vale de 
Tulum (norte de San Juan, 
Argentina) e em outros vales 
do ocidente argentino (Tri-
paldi e Lamarino 2008) a 
reativação das nascentes de 
água, provocada por tempes-
tades nas montanhas, geram 
enchentes sazonais de baixa 
energia, no vale, que cobrem 
toda a área com uma sutil 
película de pelitos arenosos, 
analogamente a litofácies 
acima descrita.
530 Geologia do Brasil
e consistem de um ou mais perfi s de paleossolos sobre-
postos, separados, em geral, por superfícies erosivas. A tran-
sição superior aos outros elementos arquiteturais é sempre 
erosiva, enquanto o contato inferior é gradual. Nesta área 
foram distintos quatro tipos de paleossolos, classifi cados se-
gundo a US Soil Taxonomy (Soil Survey Staff 1999), a nível 
de ordem: aridissolos, alfi ssolos, vertissolos e entissolos. 
Aridissolos
Os paleossolos do tipo aridissolos são os mais abun-
dantes, constituindo 85% deste elemento arquitetural 
em espessura (Fig.  13A). São formados por arenitos de 
granulometria de fi na a média, moderadamente bem se-
lecionados, constituídos predominantemente por quartzo 
e uma pequena porção (13%) de fragmentos líticos de 
basaltos (Fig. 13B). Os grãos são arredondados e mostram 
as mesmas microtexturas dos arenitos com estratifi cação 
transladante cavalgante subcrítica.
Os aridissolos possuem perfi s com espessura de 
0,3-3  m, nos quais são reconhecíveis horizontes A/Bt/
Btk/Bk (ou Bkm)/C (ou Ck) (Fig. 13A). 
O horizonte A é, em geral, pouco espesso 
(<0,1 m) ou ausente por erosão, possui coloração laranja 
avermelhada (10R6/6 ou 10R6/8), não mostra estruturas 
pedogenéticas ou algumas vezes se notam agregados de 
racterizados por uma fase de decréscimo da velocidade do 
fl uxo, como sugerido respectivamente pelas imbricações e a 
gradação incipiente. Contudo, o baixo grau de seleção e a au-
sência de estruturas sedimentares bem organizadas indicam 
que os fl uxos subaquáticos eram altamente concentrados 
e tiveram rápida diminuição de velocidade, de tal forma a 
não permitir a construção de estruturas sedimentares mais 
complexas. Tais características são típicas de fl uxos de alta 
energia e de breve duração, típicos de canais fl uviais carac-
terizados por bruscas variações da vazão.
Os arenitos laminados ou com camadas sutis in-
dicam processos deposicionais por marcas onduladas 
eólicas e testemunham fases de emersão do leito do rio, 
o que permite interpretar os sistemas fl uviais como efê-
meros. Os rios construíam, no próprio leito, corpos não 
mais altos que 1,8 m e provavelmente de geometria em 
forma de lençol com eixo maior na direção do fl uxo. A 
ausência de paleossolos entre uma camada e outra indica 
que o tempo entre os processos deposicionais não era su-
fi ciente para gerar solo. 
Paleossolos
Os paleossolos nesta área constituem 66% em espes-
sura das seções medidas. Os paleossolos alternam-se verti-
calmente aos depósitos, possuem espessuras entre 0,3-3,8 m 
Figura 12. (A) Corpo arenítico-conglomerático depositado por rios efêmeros e localizado na rodovia Itajá-
Itarumã (GO). Na fi gura, são indicados os diferentes episódios deposicionais. W: depósitos de marcas de 
vento. P: perfi s de paleossolos (Modif. de Basilici et al. 2009). (B) Episódio deposicional de rio efêmero 
com incipiente gradação. Martelo à base da camada, ponta do bastão de Jacob ao topo da camada. Martelo: 
0,28 m. (C) Composição petrográfi ca dos arenitos de depósitos de rios efêmeros (litoarenitos). (Modif. de 
Basilici e Dal’ Bó 2010)
0,1-0,6 m, sendo formadas por 
arenito fi no a muito grosso 
mal selecionado, predominan-
temente constituído por frag-
mentos líticos de basaltos e, 
secundariamente, por quartzo 
monocristalino (Fig. 12C).
Na base das camadas, 
observam-se poucos centíme-
tros de seixos de basalto. Ra-
ramente alguma camada con-
glomerática é constituída por 
clastos intraformacionais de 
arenitos pelíticos com nódulos 
carbonáticos e mosqueamento.
Interpretação
A geometria des- 
tes corpos e as estruturas 
sedimentares sugerem preen-
chimento de canais por efeitos 
de fl uxos subaquáticos.
Os canais possuíam pro-
vavelmente profundidades não 
superiores a 4  m e larguras de 
muitas dezenas de metros.
Fluxos deposicionais 
turbulentos predominavam, ca-
 
531
A SUB-BACIA BAURU 22b
ócrico; (ii) o alto conteúdo de carbonato de cálcio ou mag-
nésio permite identifi car um horizonte Bk ou Bkm; (iii) são 
observados horizontes com argila iluviada (Bt).
O desenvolvimento de aridissolos é fortemente condi-
cionado pelo clima e pelo tempo. A precipitação é o principal 
controle da formação de aridissolos: quer seja a precipitação 
escassa, quer seja a precipitação concentrada em um período 
particular do ano. De fato, sob escassa precipitação e forte 
evaporação, as águas meteóricas que se infi ltram no solo não 
conseguem chegar no lençol freático e precipitam os mine-
rais dissolvidos diretamente no perfi l do solo. A mesma água 
transporta também partículas de argila que se depositam nas 
paredes dos agregados, nos poros ou ao redor dos grãos. 
tipo granular ou em blocos de dimensões médias (1-3 
cm de diâmetro).
O horizonte B tem espessura de 0,2-1,3 m, é de 
cor marrom avermelhado (10R4/4), vermelho(10R4/6) 
ou vermelho claro (10R7/8). 
O horizonte Bt é caracterizado por iluviação de 
argilas, que é indicada por películas de argilas (argillans) 
entre os agregados. As argilas de neoformação são consti-
tuídas por esmectita, paligorskita e sepiolita. Os horizontes 
Btk, Bk e Bkm são individualizados pela concentração 
de carbonatos de cálcio e magnésio. Em Btk, os carbo-
natos estão presentes em fi lamentos ou películas (calcans); 
em Bk, estão concentrados em nódulos, frequentemente 
Figura 13. Aridissolos. (A) Os perfi s de aridissolos constituem a maioria dos paleossolos das 
unidades da porção setentrional da Bacia Bauru. Aridissolos podem ser distinguidos pela presença de 
horizontes Btk e Bk. (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010). (B) Os arenitos que compõem o material 
parental dos paleossolos mais desenvolvidos (aridissolos, vertissolos e alfi ssolos) são constituídos por 
uma quantidade maior de quartzo e por menor quantidade de fragmentos de basalto se comparados 
aos arenitos de depósitos fl uviais e eólicos (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010). (C) Os horizontes de 
concentração carbonato de cálcio podem constituir “camadas” espessas de até 1 m e de comprimento 
de algumas dezenas de metros. Moeda: 20 mm.
coalescentes; e, em Bkm, formam 
camadas lenticulares lateralmente 
contínuas por alguns metros e 
frequentemente com feições bre-
chadas (Fig. 13C). O horizonte B é 
caracterizado por agregados do tipo 
blocos subangulares ou prismáticos 
com dimensões de 0,1-0,3 m. Ra-
ramente têm sido observadas estru-
turas de tipo laminar.
O horizonte C possui espes-
sura de 0,3-0,5 m, é de cor vermelha 
(7,5R4/9, 7,5R4/6 ou 7,5R4/4) e 
estruturas pedogenéticas não são 
observadas nele, mas podem ser vi-
síveis traços de lâminas ou camadas 
sutis plano-paralelas similares aos 
arenitos com estratifi cação trans-
ladante cavalgante subcrítica que, 
frequentemente, são observados 
abaixo dos perfi s de paleossolos.
Interpretação
As características granulomé-
tricas deste paleossolo, as microtex-
turas dos clastos de quartzo, os traços 
de estruturas sedimentares obser-
vadas nos horizontes C e a tran-
sição gradual aos depósitos sugerem 
que a litofácies de arenitos com 
estratifi cação transladante constitui 
o material parental dos aridissolos.
Segundo os critérios da Soil 
Survey Staff (2010), este tipo de 
paleossolo pode ser classifi cado 
na ordem dos aridissolos porque: 
(i)  possui um sutil horizonte A de 
cor clara que, à falta de outras ca-
racterísticas diagnósticas, pode ser 
identifi cado como um epipedon 
532 Geologia do Brasil
hidrólises evidenciam a concentração das bases no nível 
correspondente ao horizonte Btk; o índice de formação da 
argila indica o acúmulo desta por iluviação na parte mais 
profunda do perfi l; a hidratação mostra progressiva perda 
de alumina e ferro na parte alta do perfi l, com enriqueci-
mento diferencial de sílica. 
Interpretação
Segundo a classifi cação da Soils Survey Staff 
(2010) este tipo de perfi l tem sido interpretado como 
alfi ssolo porque: (i)  é dominado por um espesso hori-
zonte Bt; (ii) a parte superior do perfi l é dominada por 
processos de iluviação revelados pelo alto valor de índice 
de hidratação e por aumento para baixo do índice de for-
mação de argila; (iii) o horizonte Bk está localizado na 
parte inferior do perfi l, indicando a capacidade da água 
meteórica de migrar até a parte mais profunda do solo; 
(iv)  os traços de raízes são abundantes, indicando rica 
associação vegetal. Todos estes elementos indicam solo 
gerado sob condições de maior precipitação do que in-
dicado pelos aridissolos e provavelmente cobertos por 
densa vegetação. De fato, as raízes maiores podem ser 
associadas a árvores e, aquelas de menor dimensão, a pe-
quenos arbustos ou gramíneas de ciclo sazonal. Pode-se 
deduzir, desse modo, que a precipitação era concentrada 
Alfi ssolos
Este tipo de paleossolo forma perfi s espessos de até 
4 m, observados na parte alta da sucessão, e constitui so-
mente 10% da espessura deste elemento arquitetural. 
O paleossolo possui as mesmas características tex-
turais e petrográfi cas dos aridissolos, sendo que os alfi s-
solos analisados são caracterizados por uma sequência de 
horizontes Bt/Btk, faltando o horizonte A.
O horizonte Bt é de cor marrom avermelhado 
(10R5/4) ou marrom avermelhado opaco (10R6/3), sendo 
caracterizado por agregados prismáticos ou em blocos 
subangulares, separados por películas de argilas (argillans) 
calcário (calcans) e/ou manganês (mangans). Traços de 
raízes são comuns, das quais se reconhecem dois tipos: 
uma com diâmetro de 5-8 mm, que diminui conforme se 
aprofunda, e de comprimento >10 cm, e uma outra com 
diâmetro de 1-2 mm, com comprimento de poucos cen-
tímetros e ramifi cada. Os traços de raízes de dimensões 
menores são mais abundantes na parte alta do horizonte 
Bt, enquanto os outros estão presentes em todo o perfi l. 
O horizonte Btk é reconhecível pela presença de nódulos 
carbonáticos, mas estes são menos comuns do que os aná-
logos horizontes de aridissolos. As relações moleculares de 
intemperismo (índices de intemperismo) ajudam a defi nir 
os diferentes tipos de horizontes (Fig. 10). Calcifi cação e 
Figura 14. Vertissolos. Os perfi s de vertissolos são raros e associados a material 
parental argiloso, sendo também caracterizados por abundantes superfícies de fricção 
(slickensides). (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010) 
Nos perfi s de solos, as alternâncias de ar-
gillans e calcans indicam variações meteoroló-
gicas, provavelmente de caráter sazonal ou pluria-
nual. Mediante o uso de climofunções (Retallack 
2005), foram calculadas taxas de precipitação de 
~250  mm/a para estes paleossolos (Dal’ Bó et 
al. 2009), indicando, segundo a classifi cação de 
Köppen um clima semiárido. Paligorskita e sepio-
lita também indicariam clima semiárido (Watson 
1992). Em ambiente árido ou semiárido, os solos 
demoram muitos milhares de anos para desen-
volver estruturas pedogenéticas bem defi nidas. 
Além disso, vários autores defi niram uma relação 
expressa em estágios de I a V entre a formação dos 
horizonte Bk ou Bkm com o tempo (Gile et al. 
1966, Nettleton e Peterson 1983, Machette 1985, 
Monger et al. 1991). A maioria dos aridissolos 
mostra estruturas de horizontes Bk que podem ser 
classifi cadas como estágio III, indicando tempos 
de desenvolvimento de dezenas a poucas centenas 
de milhares de anos. Todavia, alguns paleossolos 
mostram fases de evolução maior (estágio V), 
indicando um período de tempo de desenvolvi-
mento maior. O uso de uma cronofunção, proposta 
por Markevitch et al. (1990), indica um desenvol-
vimento por este tipo de paleossolo de ~175.000 
anos (Dal’ Bó et al. 2010).
 
533
A SUB-BACIA BAURU 22b
solo. A presença nos horizontes Bss e Ck de carbonatos in-
dica ainda condições climáticas em geral semiáridas. 
Entissolos 
Perfi s de paleossolos do tipo entissolos são relativa-
mente frequentes, mas como as espessuras são pequenas, 
da ordem de 0,3-0,5 m, representam só 2,1% do elemento 
arquitetural, em espessura (Fig. 15).
Os entissolos são alternados com depósitos de 
arenitos com estratifi cação transladante cavalgante subcrí-
tica e possuem a mesma textura e características petrográ-
fi cas desta litofácies. Nos perfi s, falta o horizonte B; sendo 
caracterizados por uma sucessão A/Ck.
O horizonte A possui espessura <0,1 m, é de cor 
vermelho clara (2,5YR6/8) ou marrom avermelhada 
(2,5YR5/8); raramente se observam películas de calcário 
e bioturbações.
O horizonte Ck possui espessura de 0,3-0,4 m, é 
de cor vermelha (10R4/8 ou 10R5/8) e mostra laminações 
plano-paralelas pouco visíveis, horizontais ou de baixo ân-
gulo. 
Interpretação
A ausência do horizonte B, a reduzida espessura e 
a presença de um horizonte A que pode ser reconhecido 
como epipedon ócrico são elementos determinantes parareconhecer este tipo de paleossolos como entissolos. 
Entissolos são solos que se desenvolvem em pouco 
tempo, porém, climas áridos amplifi cam o seu tempo de 
formação. 
Esquema estratigráfi co e paleoambiental
A sucessão sedimentar da área setentrional da 
Bacia Bauru é caracterizada em todos os 220 m de es-
em um determinado período do ano, defi nindo, assim, o 
clima como do tipo de monções.
Vertissolos 
Vertissolos constituem uma parte mínima do ele-
mento arquitetural paleossolos (2,7% de espessura). Na 
região foram individualizados somente dois perfi s, com 
espessura máxima de 0,74 m (Fig. 14). Ambos mostram-
-se organizados em horizontes Bss/Ck. Predomina ma-
terial parental de granulometria fi na, formado por pelitos 
arenosos. As argilas são constituídas por esmectita, pali-
gorskita e provavelmente sepiolita. O horizonte Bss é de 
cor vermelho claro (7,5R7/6) ou vermelho (7,5R5/8) e 
mostra estruturas em blocos subangulares separadas por 
superfícies de fricção (slickensides), que caracterizam uma 
estrutura chamada mukkara. Películas e nódulos de carbo-
nato de cálcio estão presentes. O horizonte Ck, vermelho 
escuro (7,5R3/8 ou 7,5R3/6) caracteriza-se por falta de 
estruturas e é cimentado por carbonato de cálcio. 
Interpretação
A presença de uma estrutura pedogenética como 
a mukkara, a textura fi na do material parental e as argilas 
expansivas permitem interpretar este tipo de paleossolo 
como vertissolo.
Vertissolos não são ligados, pela própria gênese, a 
uma particular condição ambiental (climática, topográfi ca 
ou biológica). Formam-se em tempo breve (poucas dezenas 
de anos), período durante o qual o material parental, consti-
tuído por argilas expansivas, forma-se graças a repetidas ex-
pansões e contrações ligadas a alternâncias de umidifi cação 
e dessecação (Ahmad 1983, Heidari et al. 2008). Climas 
com variações sazonais da umidade e consequentes varia-
ções do lençol freático favorecem a formação desse tipo de 
Figura 15. Entissolos. Os perfi s de entissolos são relativamente frequentes, porém, 
sendo de espessura não superior a 0,74 m, constituem uma parte menor da sucessão 
sedimentar (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010). 
pessura por alternâncias entre os elementos 
arquiteturais paleossolos e depósitos de lençol 
de areia eólica. Localmente, a sequência é in-
terrompida pelo elemento arquitetural rios 
efêmeros, porém, sem uma ordem aparente 
(Fig. 16). 
A sedimentação na porção setentrional 
da Bacia Bauru foi dominada por processos de 
tipo eólico que construíram extensos depósitos 
de areia, provavelmente caracterizados por dunas 
de baixa altura do tipo nabkha ou zibar. Pro-
cessos deposicionais ligados a fl uxos subaquá-
ticos representam percentual mínimo do registro 
sedimentar. De fato, os processos paleopedoge-
néticos dominam a sucessão sedimentar: 66% da 
espessura total é constituída por paleossolos, cujas 
características de material parental indicam que 
se desenvolveram acima dos depósitos eólicos an-
teriores em período de êxtase da sedimentação. 
534 Geologia do Brasil
paleossolo que se alternam entre si na sucessão sem apa-
rente ordem: arenitos com lâminas crenuladas, arenitos 
com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica, 
arenitos com laminações cruzadas acanaladas e alfi ssolos.
Depósitos
Os arenitos com lâminas crenuladas possuem granu-
lometria muito fi na a fi na caracterizada por lâminas plano-
-paralelas irregularmente e debilmente onduladas, crenu-
ladas ou mal defi nidas, com cores que variam entre vermelho 
(10R4/8) e cinza claro (2,5T7/1) (Fig.  18A). As lâminas 
podem mostrar localmente pequenos domos e ondulações 
(Fig. 18A), observando-se, às vezes, marcas de raízes con-
tendo uma pequena parte de substância orgânica preservada 
e halos cinzas. Arenitos com estratifi cação transladante ca-
valgante subcrítica são observados também nesse intervalo 
e mostram os mesmos aspectos já descritos anteriormente. 
Arenitos com laminações cruzadas acanaladas são 
de granulometria muito fi na a fi na e cobrem os outros de-
pósitos ou os paleossolos com contato erosivo. As lami-
Assim, a sucessão sedimentar registra alternância de 
fases de sedimentação eólica com fases de interrupção 
de sedimentação e pedogênese. As causas e efeitos 
desses processos, que geraram a construção da sucessão 
sedimentar da Bacia Bauru nesta porção setentrional, 
serão amplamente descritos mais adiante.
ÁREA ORIENTAL DA BACIA BAURU 
Na área oriental da Bacia Bauru, a pesquisa tem 
sido desenvolvida nos municípios de Marília, Echaporã 
e Monte Alto (Fig.  1). Em particular, no município 
de Echaporã, foi medida uma sucessão de espessura 
de 245  m, caracterizada por três intervalos com as-
pectos sedimentológicos e paleopedológicos diferentes 
(Fig.  17). Os três intervalos, aqui chamados simples-
mente de inferior, intermediário e superior, provavel-
mente correspondem à parte das unidades reconhecidas 
nesta área por autores anteriores (Fernandes e Coimbra 
1994, Batezelli 2003, CPRM 2004), ou seja: formações 
Araçatuba, Adamantina e Marília.
Intervalo inferior
O intervalo inferior possui espessura de cerca 
de 35 m (cotas de 405 a 440) e é caracterizado por 
alternâncias de depósitos com paleossolos.
Os depósitos são produzidos por fl uxos suba-
quáticos ou subaéreos, enquanto os paleossolos cons-
tituem percentual não superior a 40% da espessura. 
Reconhecem-se três tipos de depósitos e um tipo de 
Figura 17. Esquema estratigráfi co-sedimentológico da sucessão do 
Grupo Bauru na área ocidental da Bacia Bauru (Serra de Echaporã). 
A sucessão medida permite distinguir três intervalos chamados 
simplesmente de inferior, intermediário e superior, cujos aspectos 
paleopedogenéticos e deposicionais são diferentes. Tais intervalos podem 
corresponder a algumas unidades já reconhecidas por autores anteriores. 
Veja o texto para discussão. As espessuras dos perfi s de paleossolos e de 
depósitos não estão em escala. 
Figura 16. Esquema arquitetônico da sucessão sedimentar da Bacia 
Bauru na área setentrional. Os paleossolos constituem a maioria 
do registro sedimentar e são alternados com depósitos de lençol 
de areia eólica produzidos por pequena duna tipo nabkha ou zibar 
que possuem uma limitada continuidade lateral. Depósitos de rio 
efêmero são relativamente raros e não mostram aparente ordem 
sequencial. (Modif. de Basilici e Dal’ Bó 2010)
 
535
A SUB-BACIA BAURU 22b
nadas. A escassez de carbonato de cálcio no perfi l sugere 
que o sal foi lixiviado, sugerindo precipitações sufi cientes 
para permitir o processo e/ou a presença de um lençol 
freático relativamente próximo da superfície topográfi ca. 
O mosqueamento cinza claro pode ser atribuído a gleying, 
indicando estagnação da água local e temporal no perfi l 
do solo.
Os paleossolos podem ser identifi cados como al-
fi ssolos, com base no espesso horizonte Bt e no profundo 
acúmulo de bases no perfi l do paleossolo. Os paleossolos 
indicam fase de interrupção dos processos deposicionais, 
provavelmente ligados ao aumento das precipitações e ao 
incremento da cobertura vegetal, que diminui a disponibi-
lidade de sedimentos, bem como a ação de erosão e trans-
porte por vento e águas não canalizadas. 
Intervalo intermediário
O intervalo intermediário possui espessura de 60 m
(440 a 500), sendo formado por depósitos eólicos interes-
tratifi cados com perfi s de paleossolos pouco evoluídos que 
constituem 30% da espessura do intervalo. 
Os depósitos são constituídos por arenitos muito 
fi nos a médios, em geral fi nos, organizados em lâminas 
ou camadas sutis, frequentemente com gradação inversa, 
plana ou de baixo ângulo que formam cosets espessos até 
2,5 m e que se cortam um ao outro de forma tabular ou 
lenticular (Fig. 18D). Este tipo de litofácies corresponde 
aos arenitos com estratifi cação transladante cavalgante 
subcrítica e é produto deposicional demarcas onduladas 
de vento sobre superfícies secas (Hunter 1977). 
nações cruzadas possuem altura de 5-25 mm e ângulo de 
mergulho entre 20° a 25° (Fig. 18B).
Interpretação
Os arenitos com lâminas crenuladas ou com pe-
quenos domos e ondulações podem ser associados a es-
truturas de adesão (Kocurek e Fielder 1982) que são pro-
duzidas por transporte e deposição de areia pelo vento, 
acima de uma superfície úmida. As lâminas plano-para-
lelas irregularmente e debilmente onduladas, crenuladas 
ou mal defi nidas corresponderiam, na classifi cação de 
Kocurek e Fielder (1982), a laminações de adesão (adhe-
sion laminations) que seriam produzidas por transporte 
do vento em uma superfície debilmente úmida, onde os 
grãos, atraídos por adesão capilar, são distri buídos em su-
perfície plana.
As lâminas com pequenos domos e ondulações 
corresponderiam às verrugas de adesão (adhesion warts
de Kocurek e Fielder 1982) provavelmente associadas a 
fl uxos irregulares do vento ou deformações das lâminas 
produzidas por microtopografi a preexistente ou for-
mação de nódulos de minerais evaporíticos. Os arenitos 
com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica são 
produto de deposição eólica de marcas onduladas sobre 
uma superfície seca. Por fi m, os arenitos com laminações 
cruzadas acanaladas são produto de marcas onduladas de 
corrente subaquática. Assim, os processos deposicionais 
eram predominantemente caracterizados por transporte 
eólico sobre superfícies úmidas ou secas e, em parte, por 
inundações ocasionais. 
Figura 18. (A) Intervalo inferior. Arenitos muito fi nos com laminações plano-
paralelas, debilmente onduladas e crenuladas (lpp) ou com pequenos domos 
(va) correspondem respectivamente a estruturas de adesão produzidas por areia 
depositada por vento sobre uma superfície úmida, provavelmente de um playa-
lake. (B) Intervalo inferior. Lâminas plano-paralelas (de) que correspondem à 
estratifi cação transladante cavalgante subcrítica produzida por marcas de vento 
alternam-se com a marca de correntes subaquáticas (ds) produzidas por fl uxos 
subaquáticos não canalizados. (C) Intervalo inferior. Paleossolos com estruturas 
em blocos angulares (seta azul) e marcas de gleying (setas amarelas). (D) Intervalo 
intermediário. Perfi s de paleossolos pouco desenvolvidos (p) alternam-se com 
depósitos eólicos produzidos por marcas de vento (de).
Paleossolos
Os paleossolos formam perfi s espessos de 
0,6-1,5 m. O material parental é constituído por 
arenitos muito fi nos a fi nos com boa seleção; a cor 
é marrom avermelhada brilhante (2,5YR5/6 ou 
5YR5/8), porém é frequente observar mosquea-
mento de cor cinza clara (5T7/2), cuja distribuição 
na superfície de afl oramento não é superior a 10% 
(Fig. 18C). O contato superior com os depósitos é 
brusco e o inferior, gradual. Os paleossolos mos-
tram um horizonte Bt espesso caracterizado por 
agregados em blocos angulosos com diâmetros de 
30-70 mm separados por películas de argila. Bio-
turbação animal e vegetal é muito frequente. O 
acúmulo de carbonato de cálcio é muito escasso, 
representado por poucas películas de calcário e 
raros nódulos. 
Interpretação
O material parental deste paleossolo deriva 
de arenitos eólicos. A cor marrom avermelhada 
dos perfi s e a presença de películas de argila indica 
que os paleossolos possuíam condições bem dre-
536 Geologia do Brasil
racterísticas estratigráfi cas diferentes. O intervalo inferior 
possui espessura de 50 m e é dominado por depósitos, que 
constituem 60% da espessura e são interestratifi cados com 
paleossolos com alto grau de evolução. Estes últimos são 
caracterizados por espessos horizontes Bt e ausência de 
horizontes Bk. Os depósitos são predominantemente de 
natureza eólica e em mínima parte associados a fl uxos su-
Os paleossolos possuem, como material parental, os 
mesmos arenitos dos depósitos, indicando que constituem 
fase de interrupção da deposição eólica e de pedogênese 
dos depósitos anteriores. Os perfi s possuem espessura 
de 0,1-0,5  m e são caracterizados por intensa biotur-
bação e resíduos de lâminas plano-paralelas. Os perfi s de 
paleossolos não mostram estrutura pedogenética nem ho-
rizontes B e em geral podem ser defi nidos como perfi s 
A/C. Estas características, como já descrito, permitem 
classifi car os paleossolos como entissolos, quer dizer, solos 
com um baixo grau de evolução.
Intervalo superior
O intervalo superior possui espessura de 150  m 
(500 a 650) e é quase completamente constituído por 
perfi s de paleossolos que alcançam uma distribuição em 
espessura de 90%.
Os depósitos são formados por arenitos fi nos a 
médios, com espessura de 0,1-0,3 m, organizados em lâ-
minas e sutis camadas com gradação inversa que podem 
ser identifi cadas como estratifi cação transladante caval-
gante subcrítica. Frequentemente clastos intraformacio-
nais de pelitos arenosos são acumulados paralelamente às 
lâminas, como observado anteriormente (Fig.  19A). As 
camadas mostram geometria tabular ou lenticular; o con-
tato inferior é erosivo e o contato superior, gradual, com 
os paleossolos. 
Os perfi s de paleossolos são formados por arenitos 
fi nos a médios, com boa seleção e clastos arredondados, 
mostrando assim características texturais similares aos 
depósitos com os quais são interestratifi cados (Fig. 19B). 
Sua espessura varia de 1-3,5 m e sua organização é cons-
tituída pelos seguintes horizontes A/Btk/Bk (ou Bkm)/
Ck, em modo muito similar ao que fora descrito na 
porção setentrional da Bacia Bauru. Frequentemente se 
observam marcas de raízes verticais de grandes dimen-
sões (80 mm de diâmetro), que podem ser identifi cadas 
como sinker. Por estas características, a maioria dos perfi s 
de paleossolos pode ser classifi cada como de aridissolos. 
Todavia, têm sido observados também paleossolos com 
material parental constituído por pelitos arenosos e estru-
turas bem desenvolvidas do tipo mukkara (horizonte Bss), 
cujos agregados em blocos a losango são separados por 
superfícies de fricção e acúmulos de carbonatos de cálcio 
(Fig. 19C).
Os paleossolos que podem ser classifi cados como 
vertissolos sugerem intermitentes variações da umidade 
sob clima caracterizado por valores de evapotranspiração/
precipitação maior que 1. 
Esquema estratigráfi co e paleoambiental
A sucessão estratigráfi ca exposta na área oriental 
da Bacia Bauru, em particular nas proximidades do muni-
cípio de Echaporã, é formada por três intervalos com ca-
Figura 19. Intervalo superior. (A) Depósitos de arenitos fi nos e 
médio com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica (de) 
alternados a paleossolos (p) mostram frequentemente conglomerados 
intraformacionais originados por dessecação, fraturamento e erosão de 
anteriores depósitos pelíticos de enchentes. Martelo, indicado com seta: 
0,28 m. (B) Perfi s de paleossolos, provavelmente aridissolos. A escarpa 
é alta, com pouco mais de 5 m. (C) Vertissolo com típica estrutura 
mukkara, que é evidenciada por películas de calcário (calcans) (seta 
amarela). Nota-se que a estrutura mukkara sobrepõe-se a uma estrutura 
em blocos com gleying (seta branca) mais antiga. Moeda: 20 mm.
 
537
A SUB-BACIA BAURU 22b
constituído por arenitos com estratifi cação transladante 
cavalgante subcrítica gerados por marcas onduladas de 
vento que provavelmente construíram dunas alongadas, 
de baixa altura e sem lado com avalanche (slipface). Ainda 
não é claro se eram dunas fi xas, paralelas à direção do-
minante de transporte eólico, formadas no lado sotavento 
de arbustos ou obstáculos (nabkhas) (Hesp 1981, Lan-
gford 2000) ou eram dunas migrantes, oblíquas ou per-
pendiculares à direção resultante de transporte eólico da 
areia (zibars) (Nielson e Kocurek 1986, Biswas 2005). Os 
dois tipos de dunas são típicos de ambiente deposicional 
desértico relativamente plano, chamado de lençol de areia 
eólica (aeolian sandsheet), onde são ausentes grandes dunas 
com lado sotavento que mostram avalanche (Fig.  20A). 
O sistema deposicional, em geral localizado às margens 
de grandes sistemas de erg (mar de areia), mas que pode 
também constituir grandes sistemas autônomos, como o 
lençol de areia eólica Selima (Maxwell e Haynes Jr. 2001) 
–, é dominado por uma série de fatores que causam uma 
escassa disponibilidade de areia e que inibem o cresci-
mento de grandes dunas. 
Kocurek e Nielson (1986) reconheceram os se-
guintes fatores como inibidores da disponibilidade de 
areia e consequentemente da formação de grandes dunas: 
(i)  presença de material clástico de natureza grossa, do 
tamanho de areia fi na a grossa até seixo; (ii)  superfícies 
cimentadas ou cobertas por seixos; (iii)  enchentes pe-
riódicas; (iv)  presença de vegetação; (v)  nível do lençol 
freático alto. Os primeiros três fatores, e provavelmente 
também o quarto, podem ser identifi cados na sucessão 
sedimentar estudada. Os depósitos arenosos possuem 
granulometria de fi na a média, mas são frequentes areias 
grossas ou muito grossas, grânulos e seixos. Superfícies ci-
mentadas são constituídas pelos horizontes Bk ou Bkm 
dos paleossolos e sutis camadas de seixos alinhados são 
relativamente frequentes. Enchentes periódicas são teste-
munhadas pelas camadas de areias conglomeráticas e de 
pelitos arenosos. A presença de vegetação pode ser dedu-
zida pelas bioturbações atribuíveis a marcas de raízes, em-
bora não sejam frequentes.
A análise das litofácies do intervalo inferior da 
sucessão, na área oriental da Bacia Bauru, mostra que os 
depósitos eólicos formaram-se sobre superfície alterna-
vativamente úmida e seca, onde arenitos com estruturas 
do tipo laminações e verrugas de adesão alternam-se com 
arenitos com estratifi cação transladante cavalgante subcrí-
tica. A área pode ser identifi cada como de superfície muito 
plana, com lençol freático alto e oscilante, mas nunca com 
nível de água acima da superfície topográfi ca, exceto du-
rante as enchentes ocasionais. Tal área pode ser descrita 
como playa ou como playa-lake (sensu Briere 2000), ou 
seja, uma área árida intracontinental, com balanço nega-
tivo da água, alternativamente úmida e seca (Fig. 20B). 
baquáticos não canalizados. O intervalo intermediário é es-
pesso 55 m e é dominantemente constituído por depósitos 
eólicos. A estes, alternam-se perfi s de paleossolos pouco es-
pessos e desenvolvidos. O intervalo superior, com espessura 
de 180 m, é quase inteiramente constituído por paleossolos 
com alto grau de evolução e horizontes Bk ou Bkm bem 
defi nidos. Os poucos depósitos observados são associados 
a processos eólicos. O intervalo superior corresponde aos 
afl oramentos próximos aos municípios de Marília e de 
Monte Alto. Além disto, o intervalo superior é similar à 
sucessão estudada na área setentrional da Bacia Bauru, des-
crita, mas dela se diferencia por exibir quantidade mínima 
de depósitos eólicos preservados (quer dizer, não paleope-
dogenizados) e por não mostrar depósitos de canais fl uviais 
(Fig. 17). 
A interpretação das litofácies e dos paleossolos per-
mite defi nir condições paleoambientais diferentes para os 
três intervalos.
O intervalo inferior formou-se por processos 
deposicionais predominantemente eólicos, sob condições 
climáticas áridas ou semiáridas e em topografi a plana, 
caracterizada por lençol freático próximo da superfície. 
Enchentes ocasionais reelaboravam a areia depositada 
pelo vento e geravam estruturas subaquáticas. O sis-
tema deposicional pode ser interpretado como uma área 
subaérea, plana, às vezes com lençol freático próximo à 
superfície e ocasionalmente invadido pelas águas, que nos 
sistemas atuais corresponderia ao que é chamado de playa 
ou playa-lake (sensu Briere 2005). 
O intervalo intermediário depositou-se exclusiva-
mente por processos eólicos em um ambiente com um 
lençol freático profundo. Marcas onduladas de vento cons-
truíram dunas achatadas sem face de avalanche, do tipo 
nabkha ou zibar. Os entissolos interestratifi cados com os 
depósitos indicam um breve tempo de êxtase da sedimen-
tação e provavelmente breves períodos de mudanças cli-
máticas com aumento da pluviosidade. O intervalo supe-
rior registra o domínio dos processos paleopedogenéticos 
sobre os processos deposicionais na geração da sucessão. 
Provavelmente a maioria dos fenômenos deposicionais 
originais foi controlada pela ação eólica, pelo que se deduz 
da natureza do material parental dos paleossolos.
A presença de paleossolos e consequentemente de 
cobertura vegetal indicaria também condições climáticas 
mais úmidas no intervalo intermediário. 
SIGNIFICADO PALEOAMBIENTAL 
E ESTRATIGRÁFICO
PALEOAMBIENTE
Os depósitos da Bacia Bauru nas áreas setentrional e 
oriental foram gerados por processos eólicos em ambiente 
intracontinental desértico. O depósito mais frequente é 
538 Geologia do Brasil
Entissolos não dão indicações paleoambientais. De 
fato, entissolos indicam um tempo de desenvolvimento 
dos solos extremamente breve (em geral poucas centenas 
de anos), ou seja, com uma breve interrupção dos pro-
cessos sedimentares. 
Aridissolos formaram-se em condições climáticas 
árida ou semiárida e em tempos da ordem de muitos mi-
lhares ou dezenas de milhares de anos. Dal’ Bó et al. (2009, 
A contribuição sedimentar de fl uxos subaquáticos 
canalizados e não canalizados é ocasional e insignifi cante do 
ponto de vista da produção de volume de sedimentos. De-
pósitos de fl uxos não canalizados (enchentes) foram obser-
vados em toda a área estudada; formam camadas de poucos 
milímetros até 0,4 m (Fig. 20C). Corpos de depósitos canali-
zados (conglomerados arenosos e arenitos conglomeráticos), 
que correspondem a sedimentos de rios efêmeros, foram ob-
servados somente na porção setentrional da área estudada, 
onde constituem 10% da sucessão sedimentar. Embora os 
depósitos gerados por fl uxos subaquáticos não constituam 
um volume importante na estratigrafi a da Bacia Bauru, na 
realidade os processos ligados a sistemas subaquáticos cana-
lizados e não canalizados constituíram os principais agentes 
de transporte primário de sedimento no interior da bacia 
dominada por processos de deposição eólica.
O material parental dos paleossolos encontrados 
(aridissolos, alfi ssolos e entissolos) é constituído por depó-
sitos eólicos na maior parte correspondentes aos arenitos 
com estratifi cação transladante cavalgante subcrítica e em 
menor parte aos depósitos formados em áreas de playa 
ou playa-lake. Esse padrão é sugerido pelas características 
texturais dos arenitos, pelas microtexturas dos grãos de 
quartzo e pela transição para baixo dos horizontes C dos 
paleossolos para depósitos eólicos. Somente os vertissolos, 
que necessitam de mais de 30% de material constituído 
por argilas expansivas para se formar, possuem material 
parental diferente, provavelmente formado pelos depó-
sitos de enchente no lençol de areia. 
Os paleossolos distribuem-se de maneira desigual 
na sucessão estratigráfi ca estudada. No intervalo inferior 
da área oriental da Bacia Bauru predominam paleossolos 
do tipo alfi ssolos; no intervalo intermediário da porção 
oriental, dominam entissolos; no intervalo superior da 
parte oriental e na área setentrional, os paleossolos predo-
minantes são aridissolos com menor presença de alfi ssolos, 
vertissolos e entissolos. 
Alfi ssolos formaram-se em condições de relativa alta 
precipitação, como sugerem o espesso horizonte Bt e o pro-
fundo e pouco desenvolvido horizonte Bk. A aplicação de 
climofunções (Retallack 1994 e 2005, Sheldon et al. 2002) 
resultou em valores de paleoprecipitação de ~900  mm/a. 
Tais hipóteses paleoclimáticas são sustentadas pela abun-
dância de marcas de raízes nos horizontes. Os dois tipos de 
marcas de raízes encontrados indicam dois tipos de asso-
ciação vegetal: uma