Relatório final

Prévia do material em texto

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 
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029621
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029622
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029622
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029622
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029623
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029624
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029624
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029625
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029625
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029625
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029626
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029626file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029627
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029627
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029627
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029628
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029629
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029630
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029631
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029631
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029632
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029632
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029633
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029633
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029634
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029634
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029635
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029635
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029636
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531029636
 
 
 
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 
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531030338
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531030338
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531030339
file:///C:/Users/Dell/Documents/GEOLOGIA%20UFPR/8º%20PERÍODO/MAPEAMENTO%20SEDIMENTAR/Relatório/Relatório%20final.docx%23_Toc531030339
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. 
8 
 
 
F
ig
u
ra
 3
: C
a
rta
 c
ro
n
o
e
s
tra
tig
rá
fic
a
 d
a
 B
a
c
ia
 d
o
 P
a
ra
n
á
 (M
ila
n
i e
t a
l., 2
0
0
7
). 
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, 
42 
 
 
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 
43 
 
 
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) 
 
44 
 
 
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: estereogramagerado a partir das atitudes de estratos e laminações da área 5, 
n=69. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
45 
 
 
5. DISCUSSÕES 
 
5.1. Evolução Geológica 
 
A base estratigráfica mapeada na área 5 corresponde a associações de fácies 1. A 
AF1 consiste de duas fácies, um folhelho laminado sobre um arenito maciço, e sua 
espessura na área é de apenas 20m. Entretanto é possível que sejam feitas algumas 
inferências. 
 Nenhuma das duas rochas que compõem as AF1 possui qualquer tipo de 
estrutura que evidencie fluxo ou tração. Isso que indica que o ambiente já se 
encontrava abaixo da zona de influências das ondas de tempestade quando estas 
fácies foram depositadas. O Fato de termos a deposição de um arenito e acima dele 
a deposição de um folhelho, mostra uma tendência de granodecrescencia para o topo 
da associação. Sobre a AF1 está depositado o folhelho Lontras que indica a superfície 
de máxima inundação marinha (Vesely, 2006). 
 Levando em conta os fatos mencionados a respeito da AF1 no parágrafo 
anterior e o contexto no qual está inserida, pode-se dizer que a mesma se encontra 
em um ambiente marinho-profundo ou que está marcando a transição para tal 
ambiente. 
 Acima desta associação de fácies inicial, começa a deposição da parte superior 
do Grupo Itararé. Foi interpretado que estas rochas foram depositadas em ambiente 
marinho profundo (Schneider,1974) e são correlatas com a AF2 da área estudada. A 
sedimentação dessa unidade na área estudada, contou com a influência indireta do 
degelo de geleiras, indicando que o folhelho Lontras estaria próximo a superfície de 
máxima inundação marinha e também que mesmo com o recuo das geleiras o corpo 
de gelo ainda mantinha contato com o mar em algum ponto (Vesely, 2006), uma vez 
que icebergs e plataformas de gelo depositavam sedimentos (clastos caídos). Estes 
processos originaram os folhelhos negros característicos desta associação, com 
laminação plano-paralela e clastos caídos. 
 A presença esparsa de ritmitos indicam o aporte de sedimentos mais grossos, 
provavelmente trazidos por variados pulsos turbidíticos de baixa densidade (Lowe, 
1982 apud Fallgatter, 2016; Vesely,2006). Estes sedimentos podem ter sido 
46 
 
 
carregados por correntes oriundas de água de degelo, dando os primeiros sinais de 
uma mudança de ambiente. Então este ambiente em que predominava a decantação 
associado ao cada vez mais intenso degelo da cobertura glacial Gondwânica levando 
sedimentos à bacia (Milani, 1997 e Milani et al., 2007) passa a dar lugar para 
sequências turbidíticas. 
 Antes mesmo de a AF3 se manifestar plenamente podemos ver a formação de 
alguns estratos de areia com espessura centimétrica a decimétrica nas porções de 
topo do folhelho Lontras. Na área estudada o contato se dá abruptamente, em um 
afloramento com a ocorrência de um diápiro de folhelho. Este ponto marca o momento 
exato em que aquela parte da região começa a receber plenamente o aporte de 
sedimentos oriundos do colapso de frentes deltaicas localizados às margens da bacia, 
formando um leque submarino. 
 Partindo do princípio que o leque foi formado a partir do colapso de frentes 
deltaicas instáveis, sua sedimentação é diretamente dependente do conteúdo que 
está sendo depositado no delta. As gradações normais dos estratos de arenitos 
observados na AF3 sugerem justamente esta origem deltaica dos sedimentos 
(Canuto, 1993; Fallgatter 2015). 
 Neste cenário temos a deposição de turbiditos de alta e baixa densidade que 
ocasionalmente ocorrem intercalados com níveis de folhelhos. Há uma tendência de 
espessamento dos arenitos em um primeiro momento e depois uma diminuição da 
quantidade e espessura de estratos de arenitos. Isso se desenvolve até culminar em 
um bloco de ritmito, que pode ser interpretado como TBT’s. Esta progressão está de 
acordo com a evolução do sistema deposicional por leques submarinos proposta por 
Nichols 2009. 
 Todavia, ao contrário da presença de conglomerados acima destes 
ritmitos/TBT’s como proposto no modelo de Nichols, voltam a ocorrer turbiditos. 
Imediatamente acima da fácies Rrs, por exemplo, já pode ser observado um estrato 
de arenito com cerca de 1m de espessura. 
 A partir de então até o topo da unidade, utilizando os estratos de arenito como 
base, ocorre: aumento da quantidade e espessura dos estratos de arenitos, seguido 
do seu adelgaçamento e espaçamento, e mais próximo ao topo, ocorre novamente o 
espessamento e aumento da quantidade de estratos de arenito. Este também pode 
47 
 
 
ser justificado pela mudança na rota ‘normal’ dos fluxos de alta e baixa densidade que 
formam o leque, ou uma mudança da sedimentação do delta que alimenta o leque. 
 O topo da AF3 é marcado pela presença de heterolitos. Estes heterolitos 
apresentam pequenas falhas normais, vistas em afloramento com extensão máxima 
de 10cm. Estas falhas podem ocorrer isoladas ou escalonadas, e seu deslocamento 
é milimétrico. Existe também a deformação dúctil das laminações desta fácies, que 
marca onde ocorre a mudança para a AF4, oriunda de movimentos gravitacionais de 
massa. 
 Foi interpretado que durante a deposição da AF3 ocorre a mudança do 
ambiente de deposição. Quando esta associação começou a depositar, seu ambiente 
deposicional se enquadrava como marinho-profundo e que no final da sua deposição 
se configurava como ambiente deposicional de talude. 
 O começo da deposição de AF4 se dá abruptamente. É um intervalo dominado 
movimentos gravitacionais de massa. A associação foi interpretada como sendo 
resultado de diversos escorregamentos ocorridos em um talude continental a partir da 
descrição e também interpretação das fácies observadas. A AF4 também se 
assemelha ao perfil vertical típico de “Slomps” no modelo de ambientes deposicionais 
e associações de fácies típicas depositadas durante uma fase única de avanço e recuo 
da geleira em vários ambientes glacio-marinhos e glacio-terrestres proposto por Eyles 
e Eyles (1992). 
 Na área estudada, a transição da AF4 para a AF5 se dá de maneira abrupta e 
também demarca a mudança de ambiente deposicional. Para a AF5, foi interpretado 
um ambiente deposicional deltaico dominado por maré. 
 Os arenitos da base da sequência se apresentam um ambiente influenciado 
pela ação das ondas. Tal interpretação foi feita com base na presença de 
estratificação swaley nos arenitos da porção basal desta associação de fácies. O 
caráter radial das medidas de paleocorrentes dessa fácies, usado como elemento 
para definir a estratificação swaley, demostra um retrabalhamento da frente deltaica 
em zonas de corrente de maré de alta energia. Estrutura que concorda com o modelo 
proposto por Nichols (2009), para este tipo de ambiente. 
48 
 
 
 A fácies Arenito com estratificação cruzada planar depositada acima do arenito 
com estratificação swaly reforça tal característica impondo um caráter mais trativo ao 
fluxo. 
 Neste ponto já é possível identificar uma clara sequência de raseamento dos 
ambientes deposicionais. As associações de rochas depositadas na parte mais basal 
da área estudada foram interpretadas como tendo sido depositadas em ambiente 
marinho profundo. Este ambiente marinho-profundo se forma devido ao aumento do 
nível do mar em função do derretimento e consequente recuo das geleiras. 
 A mesma água de degelo que impacta no nível dos mares, também vai atuar 
trazendo um maior aporte de sedimentos. A maior carga e deposição de sedimentos 
vai ser depositada no fundo e taludes da bacia, resultando numa progradação. 
 Devido a progradação o ambiente deposicional passa de marinho-profundo 
para talude e de talude para um ambiente deltaico dominado por marés. Esta 
sucessão de ambientes indica um raseamento gradual da bacia deposicional. 
 No decorrer deste relatório foram diferenciados três diferentes ambientes 
deposicionais, dois para a Fm. Rio do Sul e um para a base do Membro Triunfo (Fm.Rio Bonito). Analisando sequencialmente o início e fim da deposição de cada 
associação de fácies juntamente aos seus respectivos ambientes de deposição, 
podemos interpretá-las como parte de um único macro-ambiente. 
 
5.2. Análise de paleocorrentes 
 
Como observado nos dados apresentados no item 4.2 deste trabalho, as 
atitudes de laminações e estratos da área estudada mostraram que direção de 
mergulho predominante na área se concentra para W-NW, com alguma variação para 
SW. Além da direção do mergulho, demonstram a sub-horizontalidade das camadas. 
Estes dados indicam que as principais áreas fontes dos sedimentos se encontram a 
E-SE da área estudada, ocasionalmente havendo u m maior aporte de sedimentos 
vindos de NE. Entretanto, outros dados obtidos na mesma área contrapõem este 
resultado e serão discutidos nesta seção. Vale ressaltar que a área de Doutor 
Pedrinho possui múltiplas fontes de sedimentos (Fallgatter, 2015). 
49 
 
 
 Para as unidades 3, 4 e 5, foram obtidos diferentes valores de paleocorrentes. 
Estes valores após plotados em diagramas de roseta deram um vetor médio para a 
U4, uma pequena dispersão para U5, e a U3 apresentou uma dispersão num range 
de 255º (figura 17). 
 a) Unidade 3 (U3): Os valores de paleocorrente desta unidade pertencem 
todos a fácies Sa. Estes dados indicam que a fácies em questão foi depositada por 
fluxos oscilatórios em ambiente raso, que neste trabalho foi interpretado como sendo 
de delta dominado por marés. 
 O constante retrabalhamento dos sedimentos por ondas e marés confere esta 
grande dispersão nas direções de paleocorrentes. O intervalo em que não há 
ocorrência de nenhuma paleocorrente, entre N115 e N220, nos permite inferir que o 
aporte de sedimentos vem desta região. Portanto, a área fonte dos sedimentos da 
fácies Sa se encontra por volta de SE-SSE, concordando com a tendência geral da 
área. 
 b) Unidade 4 (U4): Os valores de paleocorrentes da U4 foram obtidos 
em ripples de turbiditos que ocorrem intercalados aos fluxos de detritos e 
escorregamentos que compões a unidade. Os valores geraram um vetor médio para 
ENE-E, indicando que a área fonte dos sedimentos se encontra a S-SW da área 
estudada (figura 17). 
 Tais valores são exatamente opostos ao que dizem os dados de atitudes de 
laminação e estratos. Cogitou-se então que estes os onde foram retiradas estas 
medidas não estavam in situ ou que seriam parte de um grande bloco, com proporções 
decamétricas, que teria sido transportado em meio aos movimentos de massa que 
compõe a unidade. 
 Entretanto, as atitudes obtidas dos estratos arenosos eram uniformes com o 
restante da área e também existiam intraclastos da matriz lamosa do diamictito 
depositado imediatamente abaixo destes estratos. Fatos que indicam que estes 
estratos foram depositados naquela localidade por fluxos turbidíticos e não trazidos 
como blocos flutuantes em um fluxo de massa. 
 Sabendo que a área fonte se localiza necessariamente a E da área estudada, 
que as paleocorrentes indicavam exatamente o oposto, e mesmo sem a ocorrência 
de paleocorrentes bidirecionais, estas ripples foram interpretadas como sendo produto 
de ondas de reflexão. 
50 
 
 
 Tal interpretação sugere a existência de irregularidades no assoalho da bacia. 
Irregularidade suficiente para rebater, pelo menos parcialmente, o fluxo turbidítico, 
gerando feições que expressam direções diversas. Essa hipótese pode ser 
corroborada pela existência de diápiros de folhelho existentes na área (figura 13). 
Porém, o fato destes estratos estarem depositados em um ambiente interpretado 
como de talude, são um contraponto a esta interpretação. 
 Ambos os fatos mencionados no parágrafo anterior já haviam sido constatados 
por Fallgatter (2015). 
 c) Unidade 5 (U5): Os valores de paleocorrentes da U5 foram obtidos em 
ripples de turbiditos que ocorrem por toda a unidade, verticalmente. As paleocorrentes 
tem direção SE-SW, indicando que a área fonte dos sedimentos se encontra a NE-
NW da área estudada (imagem XY). 
 Num primeiro momento estes valores contradizem os dados de atitudes de 
estratos e laminações. Entretanto os dados em estereograma (figura 18) nos mostram 
algumas variações de mergulho para SW. Isto indica a presença de mais uma área 
fonte, de menor expressividade a ENE-NE da área. 
 O sistema deposicional destes turbiditos foi interpretado como sendo um leque 
submarino. Mesmo este estando a E da área estudada, o formato do lobo turbidítico 
e a dispersão natural causada pela deposição em forma de leque tornam possível a 
existência de fluxos indo em direção sul. De fato, a existência destas direções de 
paleocorrentes ajudam a sustentar a hipótese de que a U5 foi depositada por um 
sistema de leque submarino. 
 
5.3. Análise estrutural 
 
Durante a fazer de escritório do trabalho foram confeccionados Modelos 
Digitais de Elevação (MDE) para auxiliar no entendimento da área e observar quebras 
de relevo e estruturas lineares. Foram traçados diversos lineamentos nas escalas 
1:50.000 (escala local) e 1:250.000 (escala regional). Destes, foram definidos quatro 
lineamentos principais na área, dois a NNE, um a NNW e um atravessando toda a 
área na direção E-W. Todas as indicações espaciais nas descrições destes 
lineamentos terão como referência os perfis que constam no Anexo I. 
51 
 
 
 a) Lineamento NNW: O lineamento já havia sido observado em imagem MDE 
com escala 1:50.000. Tal lineamento foi interpretado como uma falha a partir da 
observação do perfil A-A’. 
 Observando o perfil fica claro que o bloco a Leste do lineamento desce em 
relação ao bloco a Oeste, o que nos indica a presença de uma falha. O caimento da 
falha e seu tipo só podem ser deduzidos com a interpretação dos dados de atitudes 
de camadas. 
 No bloco a Oeste da falha, próximo ao lineamento, foram obtidas medidas que 
apresentam caimento para Leste, contrário ao caimento geral da bacia. Com base 
nestes dados, foi interpretado que a falha tem caimento para Leste e que durante a 
movimentação, o atrito entre os blocos fez com que as camadas da borda do bloco 
Oeste, outrora com caimento para Oeste, fossem curvadas, passando a apresentar 
caimento pra Leste. 
 A partir da análise de que a falha tem caimento para Leste e observando o 
movimento relativo dos blocos em perfil, a falha foi classificada como normal. 
 b) Lineamento E-W: O lineamento já havia sido observado em imagem MDE 
com escala 1:250.000. Este lineamento possui um rio encaixado na parte mais baixa 
do vale (Rio Forcação), o que o torna fácil de identificar. Tal lineamento foi interpretado 
como uma falha pela observação do perfil B-B’. 
 Observando o perfil fica claro que o bloco a Norte do lineamento sobe em 
relação ao bloco a Sul, o que nos indica a presença de uma falha. O padrão de 
drenagem retangular as margens do lineamento indicam a presença de falhas na 
região. O aspecto sinuoso do lineamento, pode ser um indicador de uma falha normal. 
A diferença de espessura das unidades 5, 6 e 7 descritas neste trabalho a Norte e a 
Sul deste lineamento, em vários pontos da área mapeada, também sugere o 
rebaixamento do bloco a Sul do lineamento. 
 Existe ainda a presença de fraturas paralelas ao lineamento, estas fraturas 
foram interpretadas como sendo a Família 2 (F2) da área e estão descritas no item 
4.2 deste trabalho. As atitudes destas fraturas mostram que elas têm caimento geral 
para S-SW com mergulho variando entre 50º e 75º. Como também descrito no item 
4.2 estas fraturas se adensam próximo ao lineamento e possuem abertura variando 
de 0,2cm a 0,6cm, o que mostra uma componente descompressiva relacionada a 
essas fraturas. 
52 
 
 
 Com base dados apresentados e na observação do perfil, o lineamento foi 
interpretado como uma falha normal com caimento para S-SW. 
 c) Lineamentos NNE: Os lineamentos já haviam sido observados em imagem 
MDE com escala 1:250.000.Um destes lineamentos foi interpretado como sendo uma 
falha (assinalada em perfil), o outro como uma fratura. Tais interpretações foram 
possíveis com base no padrão de drenagem e nas atitudes das camadas. 
 O lineamento assinalado como falha inferido através da observação do 
padrão retangular de drenagens, indicando a presença de uma falha, também haviam 
medidas com direção de mergulhos e mergulhos variados na borda do bloco a leste 
da falha. O vale escavado profundamente, com declives quase subverticais em uma 
região onde as camadas de rochas apresentam valores subhorizontas, indica a 
presença de uma estrutura subvertical ligada à sua gênese. 
 Existe ainda a presença de fraturas paralelas ao lineamento, estas 
fraturas foram interpretadas como sendo a Família 1 (F1) da área e estão descritas 
no item 4.2 deste trabalho. As atitudes destas fraturas mostram que elas são 
subverticais e seu caimento oscila hora para Leste e hora para. Como também 
descrito no item 4.2 estas fraturas se adensam próximo ao lineamento e possuem 
abertura variando de 0,2cm a 2,0cm, o que mostra uma componente descompressiva 
relacionada a essas fraturas. 
 
 
5.4. Aspectos Econômicos 
Adotando uma ótica econômica, existem depósitos do Grupo Itararé que são 
interessantes a geologia do petróleo tanto como reservatório, como servindo de objeto 
de estudo, devido a sua aplicabilidade como afloramentos análogos aos da costa 
brasileira (d’Avila, 2009). 
 Ainda segundo d’Avila (2009) a área estudada neste relatório, já havia sido 
examinada por equipes de geologia de superfície da Petrobras nos anos 60. Ele conta, 
no mesmo trabalho, que enquanto escrevia sua tese em 2009 a Petrobras procurava 
por áreas para treinamento de campo. Nesta época as áreas de Vidal Ramos e Doutor 
Pedrinho foram novamente visitadas e passaram a integrar um roteiro de 
afloramentos. Este roteiro continha exposições de sedimentos comparáveis àqueles 
que são o foco da exploração de reservatórios, concentrados nas bacias da margem 
leste brasileira. Esta, porém não foi a primeira vez que os sistemas turbidíticos do 
53 
 
 
Grupo Itararé foram comparados com aqueles existentes nas margens brasileiras, tal 
fato já havia sido observado por França et al. (1996) e d’Avila (1999). O Grupo Itararé 
integra aquele que pode ser descrito como o principal sistema petrolífero que ocorre 
na Bacia do Paraná (França 1987; França & Potter, 1991; e Milani & Zalán, 2003). 
 Ainda segundo d’Avila (2009) os afloramentos da região de Doutor Pedrinho e 
Vidal Ramos talvez sejam os melhores afloramentos, em território brasileiro, para 
correlação com os depósitos caóticos e turbidíticos que ocorrem na borda Leste 
brasileira. 
 Com relação a questão de geração de petróleo na área estudada de acordo 
com Zalán et al (1990) as Fm Irati e Ponta apresentam as principais reservas de 
rochas potencialmente geradoras de petróleo da bacia do Paraná. Desta forma, como 
a área 5 encontra em um nível estratigráfico superior ao destas unidades, as rochas 
sedimentares estudadas estariam relacionadas necessariamente ao que é chamado 
de sistema petrolífero Ponta Grossa-Itararé. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
54 
 
 
6. CONCLUSÕES 
 
 
• A deposição dos estratos mapeados na área do Alto Rio Forcação se deu 
inicialmente em ambiente sedimentar glácio-marinho que evoluiu para um ambiente 
sedimentar continental deltaico no início do Permiano. As características dos folhelhos 
Lontras corroboram essa conclusão e verificam a atuação de blocos de gelo na sua 
deposição. A presença de um diápiro destes folhelhos intrudindo os arenitos 
sobrejacentes indica a) uma sedimentação relativamente rápida destas areias sobre 
o assoalho lamoso e b) presença de irregularidades na superfície. 
• Os turbiditos que ocorrem na área se depositaram a partir de fluxos turbidíticos 
de alta e baixa densidade gerados por causa da intensa sedimentação nas bordas da 
bacia. O degelo da cobertura glacial ao fim do Carbonífero, portanto, teve forte 
influência no sistema deposicional do Grupo Itararé Superior, atuando principalmente 
como fonte de sedimentos para estes fluxos. 
• O aumento gradual da deposição sedimentos sobre o talude continental foi 
decorrente do recuo das geleiras e possibilitou a geração de movimentos 
gravitacionais de massa. Estes por sua vez engatilharam fluxos debríticos que 
culminaram na formação de diamictitos e turbiditos. 
• Os arenitos da Formação Rio Bonito se depositaram em ambiente litorâneo 
deltaico, evidenciando o fim da grande glaciação que recobria a Bacia do Paraná no 
Carbonífero. 
• O relevo atual da região de Doutor Pedrinho tem forte interferência de 
lineamentos do embasamento e da intrusão de soleiras e diques basálticos durante o 
Cretáceo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
55 
 
 
 
7. REFERÊNCIAS 
 
Aquino, C.D., Buso, V.V., Faccini, U.F., Milana, J.P., Paim, P.S.G., 2016. 
Facies and depositional architecture according to a jet efflux model of a late 
Paleozoic tidewater grounding-line system from the Itararé Group (Paraná 
basin), Southern Brazil. Journal of South America Earth Science 67, 180-200. 
Assine, M. L. 1996. Aspectos da estratigrafia das seqüências pré-
carboníferas da Bacia do Paraná no Brasil. São Paulo. 207 p. (Tese de 
Doutorado, Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo). 
Bouma, A.H., 1962. Sedimentology of some flysch deposits. Elsevier 
Publishing Company. 168p. 
Canuto J. R. 1993, Fácies e Ambiente de Sedimentação da Formação Rio 
do Sul (Permiano), Bacia do paraná, na Região de Rio do Sul, Estado de Santa 
Catarina (Tese de doutorado) USP, 184pp. 
Canuto, J.R., Campos, A.C.R., Santos, P.E.S., 1997. The late Palaeozoic 
Lapa sandstone (Itararé subgroup): a possible tunnel valley fill. An. Acad. Bras. 
Cienc. 69, 275–276. 
Canuto, J.R., Santos, P.R., Rocha-Campos, A.C., 2001. Estratigrafia de 
sequências do Subgrupo Itararé (Neopaleozoico) no leste da Bacia do Paraná, 
nas regiões sul do Paraná e norte de Santa Catarina, Brasil. Rev. Bras. Geogr. 
31, 107–116. 
Carvalho, A.H., Vesely, F.F., 2017. Facies relationships recorded in a Late 
Paleozoic fluvio-deltaic system (Paraná Basin, Brazil): Insights into the timing 
and triggers of subaqueous sediment gravity flows. Sedimentary Geology 352, 
45-62. 
Castro, J. C., Weinschutz, L. C., Castro, M. R., 2005. Estratigrafia de 
sequências das Formações Taciba e Rio Bonito (Membro Triunfo) na região de 
Mafra/SC, leste da bacia do Paraná. Boletim de Geociência da Petrobrás, Rio de 
Janeiro, v.13, n.1, p.27-42. 
Castro, J. C.,1980. Fácies, ambientes e sequências deposicionais das 
Formações Rio do Sul e Rio Bonito, leste de Santa Catarina. In: XXXI Congresso 
Brasileiro de Geologia. Balneário Camboriú, Anais, v. 1, p. 283-299. 
Castro, J.C. 1991. A evolução dos sistemas glacial, marinho e deltáico 
das formações Rio do Sul e Rio Bonito/Mb. Triunfo (Eopermiano), sudeste da 
Bacia do Paraná. Rio Claro. 147 p. (Tese de Doutorado, Instituto de Geociências e 
Ciências Exatas da Universidade Estadual Paulista). 
Castro, J.C. 1999. Estratigrafia de seqüências das formações Campo 
Mourão (parte superior) e Taciba, Grupo Itararé, leste da Bacia do Paraná. 
Revista Brasileira de Geociências, 29: 255-260. 
d’Ávila, R. S. F. (1999). Análise de fácies e estratigrafia física do Arenito 
Lapa, Grupo Itararé, Bacia do Paraná, Brasil. Porto Alegre, UFRGS, Dissertação 
de Mestrado. 350 p. 
56 
 
 
Daemon, R. F.; Quadros, L. P.; Silva, L. C. Devonian palinology and 
biostratigraphy of the Paraná Basin. Boletim Paranaense de Geociências, 
Curitiba, v. 21/ 22, p. 99-132, 1967. 
Dasgupta, P., 2003. Sediment gravity flow – the conceptual problems. 
Earth Science Reviews, 62: 265-281. 
d'Ávila R. S. F. (2009) Sequências deposicionais do Grupo Itararé 
(Carbonífero e Eopermiano), Bacia do Paraná, na área de Doutor Pedrinho e 
cercanias, Santa Catarina, Brasil: Turbiditos, Pelitose Depósitos Caóticos. 
(Tese de Doutorado) Unisinos, 245 pp. 
Eyles, C.H., Eyles, N., França, A.B., 1993. Glaciation and tectonics in an 
activeintracratonic basin: the Late Paleozoic Itararé Group, Paraná Basin, 
Brazil. Sedimentology, 40: 1-25.o de Geologia. Balneário Camboriú, Anais, v. 1, p. 
283-299. 
Eyles, N. 1993. Earth's glacial record and its tectonic setting. Earth-
Science Reviews, 34: 1-248. 
Fallgatter, C., 2015. Confined to Unconfined Deep-Water Systems of the 
Carboniferous Paraná and Paganzo Basins. (Tese de Doutorado) Universidade do 
Vale do Rio dos Sinos, São Leopoldo, Brasil. 
Fallgatter, C., Paim, P.S.G., 2017. On the origin of the Itararé Group basal 
nonconformity and its implications for the Late Paleozoic glaciation in the 
Paraná Basin, Brazil. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology (in 
press, comunicação oral). 
França A.B. & Potter P.E. 1988. Estratigrafia, ambiente deposicional e 
análise de reservatório do Grupo Itararé (Permocarbonífero), Bacia do Paraná. 
Boletim de Geociências da Petrobrás, 2:147-191. 
França, A. B. & Potter, P. E. 1991. Stratigraphy and Reservoir Potencial of 
Glacial Deposits of the Itararé Group (Carboniferous-Permian), Paraná Basin, 
Brazil. AAPG Bull. v. 75, No.1, p. 62-85. 
França, A. B. 1987. Stratigraphy, depositional environment, and reservoir 
analysis of the Itarare Group (permo-carboniferous), Parana Basin – Brazil. 
(Tese de Doutorado) University of Cincinnati. 240 pp. 
França, A.B.; Caldas, A.F.F.D.1983. Diferenciação e evolução dos 
sistemas deltaicos na parte duperio do Grupo tubarão, Bacia do Paraná. 
Revista Brasileira de Geociências, 13. p. 56-68. 
Fúlfaro, V.J.; Saad, A.R.; Santos, M.V.; Vianna, R.B. 1982. 
Compartimentação e evolução tectônica da Bacia do Paraná. In: Geologia da 
Bacia do Paraná: Reavaliação da Potencialidade e Prospectividade em 
Hidrocarbonetos. São Paulo, Paulipetro, Consórcio CESP/IPT, p. 75-116. 
Hampton, M. A. The role of subaqueous debris flows in generating turbidity 
currents. Journal of Sedimentary Petrology, 42: 775-793, 1972. 
Haughton, P., Davis, C., McCaffrey, W. e Barker, S.; 2009. Hybrid sediment 
gravity flow deposits – Classification, origin and significance. Mar. Petrol. Geol., 
26:1900-1918. 
57 
 
 
Lowe, D.R. Sediment gravity flows; II, Depositional models with special 
reference to the deposits of high-density turbidity currents. Journal of Sedimentary 
Petrology, v. 52, p. 279–297, 1982. 
Marques, L.S. & Ernesto, M. O Magmatismo Toleítico da Bacia do Paraná. In: 
NETO, V.M.; BARTORELLI, A.; CARNEIRO, C.D.; BRITO-NEVES, B.B.de. 
(Coordenadores), Geologia do Continente Sul-Americano: Evolução da Obra de 
Fernando Flávio Marques de Almeida. São Paulo: Editora Beca, 2004, p. 245-263 
Miall, A.D. 1978. Lithofacies types and vertical profile models of braided 
river deposits, a summary. In: Miall, A.D. (Ed.) Fluvial Sedimentology. Canadian 
Society of Petroleum Geologists, Calgary, pp. 597-604. 
Milani E.J., Melo J.H.G., Souza P.A., Fernandes L.A., França A.B. 2007. 
Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobrás, 15:265-287.Scotese C.R. 
2014. Atlas of Permo-Carboniferous Paleogeographic Maps (Mollweide Projection), 
Maps 53 – 64, Volumes 4, The Late Paleozoic. PALEOMAP Project, Evanston, IL. 
Milani, E.J. & Ramos, V.A. 1998. Orogenias paleozóicas no domínio sul-
ocidental do Gondwana e os ciclos de subsidência da Bacia do Paraná. Revista 
Brasileira de Geociências 28(4): 473-484 
Milani, E.J. 1997. Evolução Tectono-estratigráfica da Bacia do Paraná e 
seu Relacionamento com a Geodinâmica Fanerozóica do Gondwana Sul-
ocidental. Porto Alegre. 255 p. (Tese de Doutorado) Instituto, de Geociências da 
Universidade Federal do Rio Grande do Sul. 
Milani, E.J., 2004. Comentários sobre a origem e a evolução tectônica da 
Bacia do Paraná. In: Mantesso-Neto, V., Bartorelli, A., Carneiro, C.D.R., Brito 
Neves, B.B. (Eds.), Geologia do continente sul-americano: evolução da obra de 
Fernando Flávio Marques de Almeida, São Paulo, Beca. pp. 265-279.Congresso 
Brasileiro de Geologia. Sociedade Brasileira de Geologia, Porto Alegre 1, 41–65. 
Milani, E.J., Melo, J.H.G., Souza, P.A., Fernandes, L.A., França, A.B., 2007. 
Bacia do Paraná. In: Milani, E.J., Rangel, H.D., Bueno, G.V., Stica, J.M., Winter, 
W.R., Caixeta, J.M., Pessoa Neto, O.C. (Eds.), Bacias Sedimentares Brasileiras e 
Cartas Estratigráficas. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro 15(2), 
pp. 265-287. 
Milani, E.J., Ramos, V.A., 1998. Orogenias Paleozoicas no domínio sul-
ocidental do Gondwana e os ciclos de subsidência da Bacia do Paraná. Revista 
Brasileira de Geociências 28, 473 – 484. 
Milani, E.J.; & Zalán, P. V. 2003. An outline of the geology and petroleum 
systems of the Paleozoic interior basins of South America. Episodes, Vol. 22, 
no. 3, P. 199 –205. 
Mulder, T., Alexander, J., 2001. The physical character of subaqueous 
sedimentar density flows and their deposits. Sedimentology 48, 269-299. 
Nichols, G., 2009. Sedimentology and Stratigraphy. 2nd ed. Chichester, UK; 
Hoboken, NJ: Wiley-Blackwell, 419 p. 
Northfleet, A. A.; Medeiros, R. A.; Muhlmann, H., 1969. Reavaliação dos 
Dados Geológicos da Baicia do Paraná. Bol. PETROBRÁS, Rio de Janeiro, 12 (3): 
291-346, jul./set. 
58 
 
 
Orlandi Filho, V.; Krebs, A.S.J.; Giffoni, L.E. 2006. Coluna White, Serra do 
Rio do Rastro, SC - Seção Geológica Clássica do Continente Gondwana no 
Brasil. In: Winge, M.; Schobbenhaus, C.; Berbert-Born, M.; Queiroz,E.T.; 
Campos,D.A.; Souza,C.R.G.; Fernandes,A.C.S. (Edit.) Sítios Geológicos e 
Paleontológicos do Brasil. Publicado na Internet em 22/12/2006 no endereço 
http://www.unb.br/ig/sigep/sitio024/sitio024.pdf 
Peate D.W. 1997. The Paraná-Etendeka Province. In: Mahoney J.J & 
Coffin M. (eds.) Large Igneous Provinces: Continental, Oceanic, and Planetary 
Flood Volcanism. American Geophysical Union, Monograph Series, 100:217-245. 
Peate D.W., Mantovani M.S.M., Hawkesworth C. 1992. Chemical 
Stratigraphy of the Paraná Lavas (South America): classification of magma 
types and their spatial distribution. Bull. of Volcan., 55:119-139. 
Posamentier, H.W. & Martinsen, O., 2011. The character and genesis of 
submarine Mass-Transport Deposits: Insights from outcrop an 3D seismic 
data. In: Mass-Transport Deposits in Deepwater Settings. SEMP (Society for 
Sedimentary Geology) Special Publications, 96: 7 – 38. 
Postma, G., 1986. Classification for sediment gravity-flow deposits based 
on flow conditions during sedimentation. Geology, 14: 291-294. 
Reading, H.G., and M. Richards, 1994, Turbidite systems in deep-water 
basin margins classified by grain size and feeder system. AAPG Bulletin, v. 78, 
p. 792 822 
Schneider, R. L., Muhlmann, H., Tommasi, E., Medeiros, R. A., Daemon, R. 
A., Nogueira, A. A., 1974. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. In: XXVIII 
Congresso Brasileiro de Geologia. Porto Alegre. Anais. v 1: 41-65. 
Shanmugam, G., 2000. 50 years of the turbidite paradigm (1950s – 1990s): 
deepwater processes and facies models - a critical perspective. Marine and 
Petroleum Geology, 17: 285-342. 
Shanmugam, G., 2006. Deep-water processes and Facies Models: 
Implications for Sandstone Petroleum Reservoirs. Elsevier, Amsterdam, p. 496. 
Soares, P.C. 1991. Tectônica sinsedimentar cíclica na Bacia do Paraná – 
controles. Curitiba (Tese para concurso ao cargo de Professor Titular), 
Departamento de Geologia, Universidade Federal do Paraná, 131 p. 
Soares, P.C., Cava, L.T., 1982. Faciologia e potencial carbonífero da 
Formação Rio Bonito no norte do Estado do Paraná. In: SBG, 32º Congresso 
Brasileiro de Geologia, Salvador 3, 1120-1134. 
Suss, J.F., 2014. Depósitos de fluxos gravitacionais no resgistro glacial 
Gondwânico: um estudo de caso comparativo entre o Grupo Itararé, sudoeste 
da Bacia do Paraná e o Grupo Paganzo no noroeste da Argentina. (Tese de 
Mestrado) Universidade Federal do Paraná, Curitiba, Brasil. 
Suss, J.F., Vesely F.F., Santa Catharina, A., Assine, M.L.,Paim, P.S.G., 2014. 
O Grupo Itararé (Neocarbonífero-Eopermiano) entre Porto Amazonas (PR) e 
Mafra (SC): sedimentação gravitacional em contexto deltaico com influência 
glacial. Revista Brasileira de Geociências 33(4), 701-719. 
59 
 
 
Valdez Buso, V., Aquino, C. D., Paim, P. S. G., Souza, P. A., Mori, A. L., 
Fallgatter, C., Milana, J. P., Kneller, B, 2017. Late Paleozoic glacial cycles and 
subcycles in western Gondwana: Correlation of surface and subsurface data of 
the Paraná Basin, Brazil. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 
Article in Press. Accepted in 2, September 2017. 
Vesely, F. F.,2006. Dinâmica sedimentar e arquitetura estratigráfica do 
Grupo Itararé no centro-leste da Bacia do Paraná. Curitiba. (Tese de Doutorado). 
Universidade Federal do Paraná. 226 p. 
Vesely, F.F. & Assine, M.L., 2004. Sequências e tratos de sistemas 
deposicionais do Grupo Itararé, norte do estado do Paraná. Revista Brasileira de 
Geociências, 34(2): 219-230. 
Vesely, F.F. & Assine, M.L., 2006. Deglaciation sequences in the Permo-
Carboniferous Itararé Group, Paraná Basin, southern Brazil. Journal of South 
American Earth Sciences, 22:156–168. 88 
Vesely, F.F., 2007. Sistemas subaquosos alimentados por fluxos 
hiperpicnais glaciogênicos: modelo deposicional para arenitos do Grupo 
Itararé, Permocarbonífero da Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da 
Petrobras,15(1): 07-25. 
Vesely, F.F., Trzaskos, B., Kipper, F., Assine, M.L., Souza, P.A., 2015. 
Sedimentary record of a fluctuating ice margin from the Pennsylvanian of 
western Gondwana: Paraná Basin, southern Brazil. Sedimentary Geology 326,45-
63. 
Walker R. G., James N. P. Eyles N., Eyles C. H., 1992 in Facies Models, 
Glacial depositional systems, eds Walker R. G., James N. P. (Geological 
Associations of Canada, Memorial University, St. John's, Newfoundland, Canada), pp 
73–100. 
Zacharias, A. A., 2004. Preenchimento de vales incisos por associação de 
fácies estuarinas, Formação Rio Bonito, Nordeste do Paraná. (Tese de 
Mestrado). Universidade Estadual Paulista. 112p. 
Zalán, P.V., Wolff, S., Astolfi, M.A.M., Vieira, I.S., Conceição, J.C.J., Appi, 
V.T., Santos Neto, E.V., Cerqueira, J.R., Marques, A., 1990. The Paraná Basin, 
Brazil. In: Leighton, M.W.; Kolata, D.R.; Oltz, D.F.; Eidel, J.J. (eds.) Interior cratonic 
basins, American Association of Petroleum Geologists Memoir 51, 681-708. 
Zalán, P.V., Wolff, S., Conceição, J.C.J., Astolfi, M.A.M., Vieira, I.S., Appi, 
V.T., Zanotto, O.A., 1987. Tectônica e Sedimentação da Bacia do Paraná. In: Atas 
do III Simpósio Sul-Brasileiro de Geologia. Curitiba. v.1: 441-477. 
Zalán, P.V.; Wolff, S.; Conceição, J.C. 1990 Marques, A.; Astolfi, M.A.M; Vieira, I.S.; 
Appi, V.T. Bacia do Paraná. In: Origem e evolução de Bacias Sedimentares. 
Petrobrás, Rio de Janeiro, p. 135-164. 
60 
 
 
ANEXOS 
ANEXO 1 
Tabela com pontos descritos em ambas etapas de campo e sua respectiva 
localização em UTM. 
 
ETAPA Nº DO PONTO UMT N UTM E 
1ª P - 01 7.043.370 642.895 
1ª P - 02 7.043.375 642.375 
1ª P - 03 7.043.215 642.742 
1ª P - 04 7.042.977 642.649 
1ª P - 05 7.042.888 642.508 
1ª P - 06 7.042.785 642.254 
1ª P - 07 7.042.731 642.345 
1ª P - 08 7.041.615 634.620 
1ª P - 09 7.041.366 634.542 
1ª P - 10 7.040.880 643.709 
1ª P - 11 7.041.577 638.108 
1ª P - 12 7.043.159 638.644 
1ª P - 13 7.043.128 638.644 
1ª P - 14 7.042.209 638.163 
1ª P - 15 7.042.078 638.094 
1ª P - 16 7.041.877 637.999 
1ª P - 17 7.041.412 638.099 
1ª P - 18 7.040.191 637.428 
1ª P - 19 7.040.484 637.524 
1ª P - 20 7.040.422 637.523 
1ª P - 21 7.040.849 642.192 
1ª P - 22 7.040.859 642.055 
1ª P - 23 7.040.765 636.233 
1ª P - 24 7.041.084 636.221 
1ª P - 25 7.041.445 636.253 
1ª P - 26 7.041.124 636.254 
1ª P - 27 7.041.034 636.313 
61 
 
 
1ª P - 28 7.040.540 636.587 
1ª P - 29 7.040.743 634.829 
1ª P - 30 7.040.770 634.928 
1ª P - 31 7.040.809 635.095 
1ª P - 32 7.040.674 635.422 
1ª P - 33 7.040.670 635.485 
1ª P - 34 7.040.646 635.559 
1ª P - 35 7.040.013 638.971 
2ª P - 36 7.041.363 642.491 
2ª P - 37 7.041.212 642.407 
2ª P - 38 7.041.164 641.956 
2ª P - 39 7.041.195 641.770 
2ª P - 40 7.041.191 641.395 
2ª P - 41 7.041.110 641.374 
2ª P - 42 7.041.130 641.238 
2ª P - 43 7.041.102 641.202 
2ª P - 44 7.041.100 641.218 
2ª P - 45 7.040.890 641.250 
2ª P - 46 7.040.861 641.190 
2ª P - 47 7.040.744 641.050 
2ª P - 48 7.040.267 640.147 
2ª P - 49 7.040.040 639.285 
2ª P - 50 7.040.082 638.810 
2ª P - 51 7.040.090 638.771 
2ª P - 52 7.040.099 638.748 
2ª P - 53 7.040.058 638.630 
2ª P - 54 7.040.130 638.415 
2ª P - 55 7.040.353 638.160 
2ª P - 56 7.040.454 638.200 
2ª P - 57 7.040.705 640.280 
2ª P - 58 7.040.802 640.260 
2ª P - 59 7.040.840 640.215 
2ª P - 60 7.040.930 640.214 
62 
 
 
2ª P - 61 7.040.938 640.256 
2ª P - 62 7.041.101 640.275 
2ª P - 63 7.041.144 640.286 
2ª P - 64 7.041.291 640.205 
2ª P - 65 7.041.194 639.950 
2ª P - 66 7.040.626 640.142 
2ª P - 67 7.040.360 639.823 
2ª P - 68 7.040.792 639.167 
2ª P - 69 7.040.844 639.175 
2ª P - 70 7.040.666 639.078 
2ª P - 71 7.040.626 639.062 
2ª P - 72 7.040.530 639.030 
2ª P - 73 7.040.337 639.039 
2ª P - 74 7.040.225 639.064 
2ª P - 75 7.040.680 636.675 
2ª P - 76 7.040.418 637.990 
2ª P - 77 7.041.338 634.615 
2ª P - 78 7.041.233 634.732 
2ª P - 79 7.040.814 634.760 
2ª P - 80 7.040.783 634.964 
2ª P - 81 7.040.804 635.257 
2ª P - 82 7.040.590 636.036 
2ª P - 83 7.040.537 636.713 
2ª P - 84 7.040.130 638.415 
2ª P - 85 7.040.864 640.668