ABAG/RP Embrapa Monitoramento por SatÚlite

SISTEMA DE GESTÃO TERRITORIAL DA ABAG/RP

Apoio:
FAPESP Ecoagri

Área de Estudo

Geologia

Denise de La Corte Bacci

 

InconformidadeA região da ABAG de Ribeirão Preto está inserida na Bacia Sedimentar do Paraná, com ocorrência de rochas sedimentares e ígneas de origem vulcânica cujas idades variam do Siluro-Ordoviciano, (Escala de tempo Geológico) relacionada ao final do Ciclo Brasiliano, ao Cretáceo, com ocorrência local de depósitos neocenozóicos. Sua evolução estratigráfica é influenciada marcadamente por estruturas do embasamento, composto por um mosaico de terrenos pré-cambrianos, com sua história materializada por seis grandes unidades, representando fases de subsidência e acumulação limitada por inconformidades tectonicamente controladas (Milani et al, 1998).

Apenas em uma estreita faixa no extremo nordeste ocorrem rochas proterozóicas do embasamento cristalino, de pouca representatividade.

 

Considerações de ordem tectônica

A Bacia do Paraná é uma unidade geotectônica estabelecida por subsidência sobre a Plataforma Sul-Americana a partir do Siluriano/Devoniano Inferior e que atingiu sua máxima expansão entre o Carbonífero Superior e o final do Permiano. Na região mais profunda desta Bacia, que engloba a porção do Pontal do Paranapanema no Estado de São Paulo, a espessura total de sedimentos e lavas basálticas pode ultrapassar 5.000 metros (ALMEIDA 1980; IPT 1981b). Após atravessar longo período de relativa estabilidade, cujo apogeu, no Permiano, é marcado pela deposição dos sedimentos do Subgrupo Irati (HACHIRO et al. 1993), a Bacia do Paraná começa a registrar, ainda no Permiano, sinais de intensos processos tectônicos que culminariam, no início do Cretáceo, com o extravasamento das lavas basálticas da Formação Serra Geral.

Como evidência mais antiga de tal tectonismo, SOARES & LANDIM (1973) destacam a disconformidade existente entre os folhelhos pretos do Subgrupo Irati para arenitos e siltitos da Formação Serra Alta, sobreposta, bem reconhecida no nordeste da Bacia do Paraná. HACHIRO et al. (1993) também destacam, na região do Domo de Pitanga, a descontinuidade entre estes folhelhos e os siltitos da Formação Corumbataí, situados acima. Adicionalmente, RICCOMINI et al. (1992) descrevem diques clásticos na Formação Corumbataí na região de Ipeúna e Charqueada (SP); CHAMAMI et al. (1992) descrevem estruturas semelhantes, injeções de areia e falhas com rejeito decimétrico, em camadas de dunas eólicas litorâneas da porção inferior da Formação Pirambóia. Estas manifestações são interpretadas (e.g. FERNANDES & COIMBRA 1993; RICCOMINI 1995, 1997) como resultado de abalos sísmicos durante os estágios precursores da ruptura continental que afetou o megacontinente Gondwana, culminando com a abertura do Oceano Atlântico sul, cenário que influenciou, em maior ou menor grau e dependendo da posição geográfica, a deposição das unidades do Grupo São Bento, as quais encerram o ciclo deposicional relativo à Bacia do Paraná, que tem como marco superior o magmatismo Serra Geral.


Coluna estratigráfica

Por situar-se, como já referido, na borda nordeste da Bacia do Paraná, a área da ABAG não contém todas as unidades estratigráficas que compõem a Bacia do Paraná, ocorrendo na áreas as formações litológicas representadas pelos grupos, Passa Dois São Bento e Bauru, além de sedimentos cenozóicos.


Proterozóico Médio (embasamento cristalino)

De acordo com IPT (1981), o único domínio litológico do embasamento cristalino observado na área da ABAG ocorre em uma pequena faixa no extremo nordeste da área, nas proximidades da Represa de Jaquara no Rio Grande, sendo representado pelo Grupo Canastra.

O Grupo Canastra apresenta um posicionamento estratigráfico bastante controvertido. Definido por Barbosa (1955) na Região do Triângulo Mineiro, estaria entre os posicionado entre os grupos Araxá e Bambuí.

Admite-se com restrições uma idade proterozóica média para uma seqüência constituída predominantemente de quartzitos sericíticos com intercalação de sericita xistos, calcoxistos e filitos. Ao admitir-se sua associação ao Grupo Araxá, interpreta-se a unidade em apreço como único remanescente no Estado de São Paulo da Faixa de Dobramentos Uruaçu.


Mesozóico

A região da ABAG situa-se na borda nordeste da Bacia do Paraná, onde o registro sedimentar mostra-se incompleto, exibindo características especiais. Aproximadamente 95 % da área da ABAG encontra-se ocupada por rochas sedimentares ou ígneas (intrusivas e extrusivas) basálticas da Bacia do Paraná.


GRUPO SÃO BENTO

Neste Grupo estão representadas as rochas de idade mesozóica da Bacia do Paraná. Na área da ABAG, tais rochas ocupam mais de 50% de sua extensão territorial. As duas unidades da porção inferior, formações Pirambóia e Botucatu, constituem-se de sedimentos continentais predominantemente arenosos, enquanto que a porção superior do Grupo é representada por rochas basálticas da Formação Serra Geral. Incluem-se ainda, no Grupo São Bento, as soleiras e diques de diabásio, bastante freqüentes, correlatas à Formação Serra Geral, em área da Depressão Periférica Paulista.


Formação Pirambóia

Os sedimentos desta Formação ocorrem numa faixa norte-sul que vai desde o município de Estreito, próximo ao Rio Grande até Santa Rosa de Viterbo. Ocorre também na região de Ribeirão Bonito, ao sudeste da área. Apresenta área de exposição bastante irregular e descontínua, recobertas por soleiras de diabásio e pelas formações Botucatu e Serra Geral, além de depósitos cenozóicos.

Na região estão representados por arenitos esbranquiçados, amarelados, avermelhados e róseos, médios a muito finos, ocasionalmente grossos, regularmente classificados, síltico-argilosos, quartzosos, com grãos subarredondados, e intercalações de siltitos e argilitos. Raramente ocorrem arenitos conglomeráticos, com matriz argilosa. (IPT 1993).

A porção basal da unidade é constituída por arenitos médios e finos, moderado a bem selecionados, com grãos subarredondados, que constituem camadas de espessura métrica, com superfícies de truncamento que delimitam corpos de geometria cuneiforme (em corte), com estratificação cruzada do tipo tangencial na base (MATOS 1995), de médio a grande porte.

Ocorrem também intercalações de camadas com espessura de até 3 m, de arenitos médios e finos com seleção moderada, mas com estratificação plano-paralela, finas camadas de argilitos e siltitos, além de raras lentes de arenitos conglomeráticos.

É composta por uma sucessão de camadas arenosas de coloração avermelhada a esbranquiçada, que podem atingir 270 m de espessura em superfície (SCHNEIDER et al. 1974), e até 350 m em subsuperfície (SOARES 1973, apud MATOS 1995).

Estes arenitos têm sua origem atribuída a ambiente predominantemente eólico (LAVINA, 1989; CAETANO-CHANG et al. 1991; WU & CHANG 1992; BRIGHETTI & CHANG 1992; MATOS1995; MATOS & COIMBRA 1997), com os sedimentos pelíticos associados representando a acumulação de lamas (por suspensão), em lagoas temporárias, nas regiões baixas entre as dunas.

O contato inferior com a Formação Corumbataí, tido como discordante/erosivo por diversos autores (e.g. SCHNEIDER et al. 1974; ALMEIDA 1980; IPT 1981b, Caetano-Chang e Wu, 1992), é também admitido como de passagem transicional (e.g. VIEIRA & MAINGUÉ 1973; RICCOMINI 1995). MATOS (1995), estudando a passagem entre o topo do Grupo Passa Dois e a Formação Pirambóia no Estado de São Paulo, caracteriza a Camada Porangaba no topo do Grupo Passa Dois, que “mantém contato abrupto com a base da Formação Pirambóia, o qual marca uma passagem da deposição por marés para a regida por ventos”, quando “o corpo aquoso recuou, permitindo o avanço da deposição eólica”, mas “sem provocar erosão e sem permitir exposição prolongada”.

Para MATOS & COIMBRA (1997) o contato entre as camadas da Formação Pirambóia e o topo das unidades do Grupo Passa Dois é uma descontinuidade que ocorre sob a forma de superfície abrupta e plana, sem evidência de erosão ou exposição prolongada.

O contato superior, com a Formação Botucatu é dado por uma superfície de brusca mudança textural, de estrutura e cor, definido por uma superfície regional como uma notável inconformidade (Milani, 1997, Donatti, 2002), havendo um hiato deposicional de cerca de 90 Ma entre as duas unidades (Milani, 1997).

Segundo Landim, Soares e Gama-Júnior (1980) a formação é de idade triássica, tendo por base relações de contato com uma superfície peneplanizada pré-Pirambóia, com provável deposição entre o Mesotriássico e o Eojurássico. Milani (1997) sugere que a idade seja neopermiana a eocretácea.

Formação Botucatu

As rochas da Formação Botucatu ocorrem nas porções central e oeste da área da ABAG, em uma faixa mais ampla que na região entre Ribeirão Preto e Altinópolis, descendo para o sul até o município de São Carlos e estendendo-se para oeste, nas proximidades Boa Esperança do Sul.

Constituída por um pacote homogêneo de arenitos avermelhados, com areia média a grossa e muito fina a fina), predominando granulometria fina a média, com grãos arredondados a bem arredondados na fração grossa e subangulares a arredondados na fração fina, alta esfericidade e foscos, muito friáveis ou silicificados, destituídos de matriz.

Segundo Caetano-Chang e Wu (1992) a Formação Botucatu possui termos classificados como quartzo-arenitos e subarcóseos, com grau de seleção bom a muito bom e maturidade textural variando de maturo a supermaturo. Localmente podem ocorrer arenitos argilosos, mas sempre com uma porcentagem de material síltico-argilosos inferior a 5%, e estratos lenticulares grosseiros (conglomerados e arenitos conglomeráticos), depositados por correntes torrenciais efêmeras e arenitos grosseiros, interpretados como lençóis de areia, na base. A presença de magnetita e ilmenita pode ser devido à contribuição do magmatismo juro-cretácico na deposição da unidade. Nas partes mais profundas da unidade a calcita e a dolomita são os cimentos mais abundantes.

Os materiais d Formação Botucatu, bem como os da Formação Pirambóia, são derivados de áreas de relevo pouco acentuado, advindos de rochas cristalinas e sedimentares preexistentes, depositados em bacia estável, com transporte relativamente prolongado e fortemente retrabalhados por abrasão seletiva em clima semi-árido e árido de ambiente desértico, eventual e temporariamente cortado por rios.

Estruturas marcantes nesta unidade são estratificações cruzadas de médio e grande porte, atingindo até 15 m de altura, representando paleodunas de um ambiente essencialmente desértico, constantemente retrabalhadas pela sua instabilidade. Essa unidade possui espessuras variando de 40 a 100 m, exceto no extremo sudoeste, onde atinge a espessura de 700 m, sendo bastante variável devido ao relevo deposicional, erosão pré-basalto e tectônica sindeposicional ou erosional. A maior parte da Formação Botucatu foi formada pela acumulação de dunas crescentes simples e compostas e dunas lineares complexas, classificadas morfodinamicamente como acamamento oblíquo, conseqüência de variações periódicas da direção do vento. A ausência de água, umidade, superfície cimentada ou qualquer outra feição relacionada à condições de interduna úmida implica numa superfície potenciométrica abaixo da superfície e reforça a condição climática severamente árida.

Esta formação é limitada na base por uma inconformidade regional que se estende por toda a bacia, gerando uma vasta superfície de deflação eólica estabelecida com o climax de aridez do Gondwana ocidental (Milani, 1997), e é sobreposto por rocha vulcânicas básicas e ácidas da Formação Serra Geral.

É atribuída idade juro-cretácea a esta unidade, com base no conteúdo fossilífero, admitindo-se uma contemporaneidade entre o topo da Formação Botucatu e o vulcanismo básico evidenciado por uma passagem transicional entre as duas unidades.

O paleo deserto Botucatu foi seguido pelo magmatismo eocretácico da Formação Serra Geral, manifestado como um extenso vulcanismo continental (de cerca de 2000 m de espessura, segundo Milani (1997)), relacionado aos processos extensionais que conduziram à ruptura do Gondwana, definindo a maior manifestação ígnea não oceânica do Fanerozóico e gerando, muitas falhas e lineamentos na Formação Botucatu, além de algum dobramento.

Por sua alta porosidade, permeabilidade, homogeneidade, continuidade e dimensões, as formações Pirambóia e Botucatu constituem um dos maiores aqüíferos do mundo, o Aqüífero Guarani.


Formação Serra Geral e Intrusivas Básicas

A Formação Serra Geral, associada à ruptura do oeste do Gondwana, é composta essencialmente por basaltos, mas também por riodacitos e riólitos, (cerca de 4% da lava total e com espessura média de 400 m) sobrepondo-os. Composicionalmente associados às rochas efusivas são observados diques e soleiras (sills), estas intrudidas nos sedimentos da bacia. As soleiras mais espessas são encontradas em sedimentos do Grupo Itararé e Formação Irati, apesar de também serem encontradas em sedimentos do Botucatu e reconhecidos na própria Formação Serra Geral.

O magmatismo mesozóico da Bacia do Paraná apresenta características regionais relacionadas a anomalias químicas, indicando uma pluralidade de fontes e mecanismos na formação do magma. O derrame vulcânico continental é composto em mais de 90% do volume por basaltos toleíticos e andesito basáltico, geralmente exibindo vesículas e amígdalas no topo do derrame.

É a unidade que abrange maior parte da área da ABAG, representada pelas rochas oriundas dos derrames de lavas basálticas e pelos diabásios, intrusivos tanto na forma de soleiras (sills) como de diques nas unidades sedimentares da Bacia do Paraná.

Os basaltos ocupam praticamente toda a porção central da área desde o Rio Grande ao norte até os limites da cidade de Araraquara, em parte das Bacia do Rio Pardo e do Mogi-Guaçu.

As soleiras de diabásio apresentam área de ocorrência aproximadamente coincidente, embora de proporções menores, com as áreas de ocorrência da Formação Pirambóia, ou seja, na porção leste da ABAG, onde aparecem em manchas irregulares desde a região de Santa Rita do Passa Quatro e Cajuru a sul, até Igarapava, a norte.

Os basaltos são toleíticos e apresentam espessura individual bastante variável, desde poucos metros a mais de 50 m e extensão individual que pode ultrapassar a dez. quilômetros. Neles, intercalam-se arenitos com as mesmas características dos arenitos da

Formação Botucatu, a maioria com estruturas típicas de dunas e outros indicando deposição subaquosa. Os diabásios são em geral de granulação fina, cinza escuro a negros, maciços, no qual se destacam ripas de plagioclásio.

A espessura máxima da Formação Serra Geral foi medida em sondagem em Cuiabá Paulista (Pontal do Paranapanema, Estado de São Paulo), indicando 1.700 m de derrames (ALMEIDA 1986). Tal pacote adelgaça-se para as bordas do Planalto Ocidental, onde as serras basálticas possivelmente não alcançam um terço desse valor (IPT 1981b).

Os derrames são constituídos por rochas de coloração cinza escura a negra, em geral afaníticas. Naqueles mais espessos, a zona central é maciça, microcristalina e apresenta-se fraturada por juntas de contração subverticais (disjunção colunar). Na parte superior dos derrames aparecem vesículas e amígdalas (estas parcial ou totalmente preenchidas por calcedônia, quartzo, calcita, zeólitas e nontronita), além de grandes geodos que podem ocorrer na sua parte mais profunda. A porção basal dos derrames também pode apresentar tais características, porém em espessura e abundância sensivelmente mais reduzidas.

Segundo diversos estudos geocronológicos atuais o evento magmático da Bacia do Paraná tem idades de 138-126 Ma, talvez com o clímax entre 133 e 131 Ma (Mantovani, et al, 2000). A duração total do magmatismo Paraná parece ser de 10 Ma, em contraste ao curto intervalo de tempo de erupção inferida para muitos derrames basálticos continentais e consistente com um modelo de magma produzido pela condução de calor de manto litosférico heterogêneo e com voláteis.


Depósitos sedimentares do final do Mesozóico

GRUPO BAURU

Cessados os derrames de lavas da Formação Serra Geral, que marcaram o final dos eventos deposicionais e vulcânicos generalizados na área da Bacia do Paraná, observou-se uma tendência geral para o soerguimento epirogênico em toda a Plataforma Sul-Americana em território brasileiro. A porção norte da Bacia do Paraná, entretanto, comportou-se como área negativa relativamente aos soerguimentos marginais e à zona central da bacia, marcando o início de uma fase de embaciamentos localizados em relação à área da bacia como um todo. Nessa área deprimida acumulou-se o Grupo Bauru (Formações Marília), no Cretáceo Superior, além de coberturas sedimentares correlatas de idade mais recente, como a Formação Itaqueri que aparece na área da ABAG recobrindo as lavas basálticas de Planalto Ocidental.


Formação Marília

A Formação Marília ocorre em extensa área na porção oeste-noroeste da ABAG, a partir do noroeste de Araraquara, em direção a Monte Azul Paulista e Barretos e a oeste na direção de Borborema.

A Formação Marília depositou-se em embaciamento localizado desenvolvido ao término da deposição Bauru, em situação parcialmente marginal, repousando geralmente sobre a Formação Adamantina, e mais para leste sobre os basaltos da Formação Serra Geral.


Figura 1: Modelo de evolução da porção norte da Bacia do Paraná, a partir do Triássico-Jurássico, com subsidência e deposição da Bacia Bauru, sedimentação e posterior soerguimento e erossão (conforme Fernandes, 1998).


Composta por arenitos grosseiros a conglomeráticos, com grãos angulosos, teor de matriz variável, seleção pobre, ricos em feldspatos, minerais pesados e minerais instáveis, ocorrendo em bancos com espessuras médias entre 1 e 2 m, maciços ou com acamamento incipiente, subparalelo e descontínuo, raramente apresentando estratificação cruzada de médio porte, com seixos concentrados nos estratos cruzados, raras camadas descontínuas de lamitos vermelhos e calcários são encontrados. São característicos da unidade nódulos carbonáticos, que aparecem dispersos nos sedimentos, ou concentrados em níveis ou zonas. Cimento carbonático também é muito freqüente.

A sedimentação da Formação Marília desenvolveu-se em embaciamento restrito, em regimes torrenciais característicos de leques aluviais e com a deposição de pavimentos detríticos, durante a instalação progressiva de clima semi-árido, o qual propiciou a cimentação dos detritos por carbonatos tipo caliche. Pode-se interpretar a idade da Formação Marília com base nas suas relações de contato com as diversas litofácies da Formação Adamantina, sugerindo deposição no final do Senoniano.


Coberturas Cenozóicas


Formação Itaqueri

A Formação Itaqueri foi definida por Almeida e Barbosa (1953) nas serras de Itaqueri e São Pedro (IPT, 1981). Abrange uma cobertura sedimentar pós-basáltica, ocorrendo em manchas irregulares no reverso da cuesta basáltica.

Na área da ABAG, ocorrem na porção norte-noroeste, ao norte de Franca, na região de Batatais e a noroeste de Sales de Oliveira, no divisor de águas que separa a bacia do Sapucaí Mirim/Grande.

Constituem-se de arenitos conglomeráticos e conglomerados com seixos de composição variada, com intercalações de siltitos. Os arenitos podem ser argilosos e apresentar intensa silicificação. Representam acumulações em ambiente de elevada energia, com mudança brusca de velocidade das águas, provavelmente de leques aluviais em clima de acentuada aridez, cuja posição estratigráfica e idade não estão satisfatoriamente esclarecidas (IPT 1993).

As estruturas sedimentares não são muito distintas, podendo-se porém caracterizar estratificação plano-paralela ou cruzada nos arenitos, disposição caótica dos clastos nos conglomerados mais grossos e estratificação de corrente nos mais finos.

 

Coberturas da Serra de Santana e similares

Descendo da área de reverso das cuestas para a Depressão Periférica, percebe-se nitidamente a presença de pequenos setores de planaltos, de conformação estrutural imposta pelo cimento regional das camadas, sobre as quais ocorrem coberturas sedimentares sincrônicas da escavação da Depressão Periférica. Dentre elas destacam-se os depósitos das serras de São Carlos e Santana.

Trata-se de arenitos conglomeráticos, que foram descritos por Christofoletti e Queiroz Neto (1966), como provenientes de serras vizinhas, em regime de transporte “curto e violento sob um agente de grande competência e com regime intermitente para permitir a deposição contemporânea de seixos e argilas, constituindo uma cobertura de pedimento” (IPT, 1981).

São sedimentos afossilíferos e sua idade é incerta, sendo que seu ambiente de deposição permitiria correlacioná-los a um dos períodos secos do Quaternário, porém sua situação geomorfológica denota idade mais antiga, cujo limite mais pretérito seria o Terciário Inferior.

 

Depósitos colúvio-aluviais

Os depósitos aluviais de várzea e terraços têm uma expressão restrita ao curso do Rio Mogi-Guaçu na região da ABAG, apresentando maior expressão no seu alto curso.

Tratam-se de intercalações constituídas de cascalhos, areias e argilas de origem fluvial, situados em topos rebaixados, rampas e terraços intermediários, com sedimentos imaturos e mal selecionados, de origem coluvial, e que ocorrem geralmente alçados em relação ao nível de base atual.

 

Referências

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ALMEIDA, M. A. de; STEIN, D.P.; MELO, M.S. de; BISTRICHI, C.A.; PONÇANO, W. L.; HASUI, Y.; ALMEIDA, F.F.M., de. 1980. Geologia do oeste paulista e áreas fronteiriças dos estados de Mato Grosso do Sul e Paraná. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 31. Camboriú, 1980. Anais ... Cambuoriú, SBG. V.5, p.2799-2812.

BARBOSA, O. 1955. Guia de Excursões.9° CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, Araxá. Soc. Bras. Geol. de São Paulo.

CAETANO-CHANG, M. R. WU, F.T. 1993 A composição faciológica das formações Pirambóia e Botucatu no centro-leste paulista e a delimitação do contato entre as unidades. In: SIMPÓSIO SOBRE CRONOESTRATIGRAFIA DA BACIA DO PARANÁ, 1, Rio Claro. 1993. Resumos... Rio Claro: Universidade Estadual Paulista, p. 93.

CHRISTOFOLETTI, A. QUEIROZ NETO, J.P. 1966. Os sedimentos da Serra de Santana (SP). Bol. Paran. Geogr., Curitiba (18/20): p. 231-240.

HACHIRO, J.; COIMBRA, A. M.1993. Ciclos de Milankovitch nas seqüências rítmicas da unidade Irati. In: SIMPÓSIO SOBRE CRONOESTRATIGRAFIA DA BACIA DO PARANÁ, 1, Rio Claro. 1993. Resumos... Rio Claro: Universidade Estadual Paulista, p. 72-74.

IPT - INSTITUTO DE PESQUISAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO. 1981. Mapa geológico do Estado de São Paulo; escala 1:500.000. v1 (texto) e v2 (mapa). Governo do estado de São Paulo. Secretaria da Indústria, Comércio, Ciência e Tecnologia.

LAVINA, E.L. 1988 The Passa Dois Group. In: ROCHA-CAMPOS, A.C. (ed.). Gondwana Seven- Field excursion guide book. São Paulo: Universidade de São Paulo. P. 24-30.

MILANI, E.J. 1997. Evolução Tectono-Estratigráfica da Bacia do Paraná e seu relacionamento com a Geodinâmica Fanerozóica do Gondwana Sul-Ocidental. Tese de Doutorado. UFRGS. Porto Alegre. V.1 Texto. V.2 Anexos.

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RICCOMINI, C. 1995. Tectonismo gerador e deformador dos depósitos sedimentares pós-gondvânicos da porção centro-oriental do Estado de São Paulo e áreas vizinhas. Tese de Livre-docência. Instituto de Geociências Universidade de São Paulo, IG-USP.

RICCOMINI, C. 1997. Arcabouço estrutural e aspectos do tectonismo gerador e deformador da Bacia Bauru no Estado de São Paulo. Revista Brasileira de Geociências, São Paulo, v. 27, p. 153-162.

RICCOMINI, C. 1997. Considerações sobre a posição estratigráfica e tectonismo deformador da Formação Itaqueri na porção centro-leste do Estado de São Paulo. Revista do Instituto Geológico, São Paulo, v. 18, p. 41-48.

SCHNEIDER, R.L.; MUHLMANN, H.E.; MEDEIROS, R.A.; DAEMON R.F.; NOGUEIRA, A. A. 1974. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 28, Porto Alegre. Anais... Porto Alegre, SBG. V.1, p.41-65.

SOARES, P. C.; LANDIM, P.M.B. 1973. Aspectos regionais da estratigrafia da Bacia do Paraná no flanco nordeste. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 27, Aracaju. Anais... Aracaju, SBG v.1, p.243-256.

VIEIRA, A. J.;.MAINGUÉ, E. 1973. Geologia do de semi-detalhe do centro e nordeste do Paraná e centro-sul de São Paulo. Ponta Grossa, PETROBRÁS/DESUL. 49 p. il. (Relatório DESUL - 425).

 

Glossário

 

Escala do Tempo Geológico                  

Eon Era Período Época Tempo em 
milhões de anos
Fanerozóico Cenozóica Quaternário Holoceno
Pleistoceno

Fim do Pleistoceno 0,01Ma

Neogeno (*) Plioceno

Fim do Neogeno 1,75 Ma

Mioceno  
Paleogeno(*) Oligoceno

Fim do Paleogeno 23,5 Ma

Eoceno  
Paleoceno  
Mesozóica Cretáceo  

Fim do Mesozóico  65 Ma

Jurássico
Triássico
Paleozóica Permiano  

Fim do Paleozóico 250 Ma

Carbonífero
Devoniano
Siluriano
Ordoviciano
Cambriano
Proterozóico

Precambriano (**) 
(88 % do tempo geológico)

   

Fim do Precambriano 540Ma

Arqueano
Hadeano

(*)Terciário: termo informal para período do Cenozóico correspondente ao Paleogeno e Neogeno juntos.

(**) Precambriano

Eon

Era

Proterozóico

Neoproterozóico: 0,9 - 0,54 Ga

Mesoproterozóico: 1,8 - 0,9 Ga

Paleoproterozóico: 2,5 - 1,8 Ga

Arqueano

Neoarqueano: 2,8 - 2,5 Ga

Mesoarqueano: 3,3 - 2,8 Ga

Paleoarqueano: 3,6 - 3,2 Ga

Eoarqueano: 3,95 - 3,6 Ga

Hadeano

4,6(?) - 3,95 Ga

© Winge,M. et. al. 2001. Glossário Geológico. Publicado na Internet em http://www.unb.br/ig/glossario/
 Reprodução parcial permitida desde que citada a fonte referida acima. 

Fontes:
No site da IUGS/UNESCO  pode ser feito o download da International Stratigraphic Chart  atualizada em 2002 (pdf - 3,147 megabytes)

Ver tambem: Tabela do tempo Geologico da Geological Society of America ©-1989 -

 

 

 

Cretáceo

Período geológico mais novo da era Mesozóica que se estendeu de 135 a 65 Ma atrás.

 

Pré-cambriano

Termo crono-estratigráfico maior que reúne os eons Arqueano e Proterozóico, cerca de 88% de todo o tempo geológico, ou seja o tempo geológico mais antigo do que 540 milhões de anos referente ao início do período Cambriano.


Observar que o eon Hadeano por definição não contém registros físicos de minerais ou rochas.

 

Hadeano


Eon mais antigo da Terra antecedente a 3,95 bilhões de anos.

O Hadeano (4,6 - 3,95 Ga) não possui registros de rochas terrestres e, portanto, não apresenta subdivisões em períodos geológicos baseados em estudos cronoestratigráficos.

Sucede-se ao Hadeano o Eon Arqueano que já conta com os primeiros registros geológicos.

Hadeano significa escondido ou não visível.

 

Inconformidade

[Inglês: nonconformity]

Superfície de discordância maior que resulta de pronunciada erosão pós-diastrófica de rochas de um embasamento cristalino, ígneo e/ou metamórfico dobrado, antes da deposição das camadas sedimentares ou vulcano-sedimentares estratigraficamente acima.

Esta superfície inconforme representa assim um paleo-relevo que recebeu a deposição sedimentar.


Inconformidade: granito cristalino em contato com arenito Mesozóico (próximo ao Colorado Springs)

Photo ID: h2a827 | Fotógrafo: Bruce Molnia US Geological Survey | Credit Line: Copyright © Bruce Molnia, Terra Photographics

 


Proterozóico

Eon da escala de tempo geológico que sucede o eon Arqueano e antecede o eon Fanerozóico, compreendendo o intervalo de tempo entre 2.500 e 540 milhões de anos atrás.

O Proterozóico é subdividido nas eras:

- Paleoproterozóico,

- Mesoproterozóico e

- Neoproterozóico.

 

Geotectônica

[tektos=construção]

[Sin.tectonismo]

[Conf. diastrofismo]

Qualquer processo geológico em que se tem movimentação ou deslocamento de massas rochosas, construindo ou reorganizando a estrutura terrestre devido a tensões crustais, por exemplo, orogênese, epirogênese, falhamentos, diapirismo..

Regiões sem tectonismo, estáveis dos cratons e de planícies abissais, são ditas regiões atectônicas.

 

Carbonífero

Período geológico da era Paleozóica que se estendeu de 355 a 295 Ma atrás. Pennsylvaniano e Mississippiano, definidos como períodos nos EUA, são considerados hoje (IUGS) como épocas do período carbonífero.

 

Permiano


Período geológico mais novo da era Paleozóica que se estendeu de 295 a 250 Ma atrás.

 

Extravasamento de lavas basálticas

Processo de subida do magma, atingindo a superfície.

 

Lavas basálticas

Rocha ígnea formada por magma que extravasa como lava ao atingir a superfície da terra ou o fundo do mar onde se consolida.

 

Folhelho


Rocha sedimentar clástica muito fina, argilosa a síltico-argilosa com ótima estratificação, finamente laminada.


O folhelho (shale em inglês), resulta da deposição lenta, sem perturbação de lama, resultando em estratificação folhada em finas lâminas no que se distingue do argilito (mudstone) que é uma rocha maciça, pouco ou não estratificada.

 

Arenito

[Sin. psamito -> grego: psamos=areia e sufixo ito=rocha]

[inglês: sandstone]

Rocha sedimentar clástica cujas partículas são dominantemente do tamanho de areia (0,62 a 2,00 mm de diâmetro).

O arenito possui, frequentemente, matriz fina, síltico-argilosa, e cimento que pode ser de sílica, óxido/hdróxido de ferro, calcita.. O tamanho de areia que predomina pode dar o nome: arenito grosso, médio ou fino. Muitas vezes apresenta boa estratificação, mas pode se apresentar maciço.

A designação arenito sem indicações adicionais, costuma subentender rocha rica em quartzo. Por exemplo, caso contenha feldspato em proporções apreciáveis (>25%) denomina-se arcósio.

 

Siltito

Rocha sedimentar formada predominantemente pela fração silte.

 

Silte

Fragmento de mineral ou rocha menor do que areia fina e maior do que argila e que na escala de Wentworth, de amplo uso em geologia, corresponde a diâmetro > 4 µm e <64 µm (1/256 a 1/16 mm).

Somente em frações mais grossas, já próximo do tamanho de areia fina, é que o fragmentos de silte podem ser percebidos à vista desarmada.

Como depósito sedimentar corresponde a material muito fino e friável e que à medida que se combina com argila, nos sedimentos síltico-argilosos, torna-se mais coeso e plástico.

 

Gondwana

A porção sul do supercontinente Pangea, separada da porção norte (Laurásia) pelo oceano Tethys, durante o fim do Carbonífero a Permiano, compondo um novo supercontinente, recebe o nome de Gondwana (terra dos gonds, povo da Índia) que existiu até o Cretáceo, quando sofreu rifteamento e deu origem a América do Sul, África, Antartida, Austrália, Índia (amalgamada à Ásia por colisão continental), além de pequenos restos de terrenos continentais, como as ilhas Seichelles.

Supercontinente Pangea, ao norte a Laurásia e ao sul o Gondwana.

 

Quartzito

Rocha metamórfica cujo componente principal é o quartzo (>75% como ordem de grandeza). Pode derivar de arenitos quartzosos, riolitos silicosos, chert, pods ou veios de quartzo.

 

Rocha intrusiva

[Conf. rocha vulcânica]

Rocha ígnea formada pelo resfriamento de magma que ascendeu e se alojou em rochas pré-existentes da crosta.

Em profundidades maiores, a rocha intrusiva compõe, geralmente, um corpo plutônico de dimensões maiores, como batolitos, lacolitos,.. com granulação grosseira devido ao resfriamento lento que permite os cristais crescerem mais. Já, em pequenas a médias profundidades, com a crosta mais fria e rígida, são comuns corpos tabulares (diques e sills) de rochas hipabissais que se solidificam com resfriamento rápido, desenvolvendo texturas finas ou médias, não raras vezes porfiríticas.

Rocha vulcânica

[Sin.rocha extrusiva; rocha efusiva]

[Conf. rocha intrusiva]

Rocha ígnea formada por magma que extravasa como lava ao atingir a superfície da terra ou o fundo do mar onde se consolida.

 

Discondância

[Inglês:unconformity]

Superfície que separa unidades estratigráficas de idades significativamente diferentes e que representa um grande período de não deposição ou de erosão das camadas abaixo e acima desta superfície de discordância.

O intervalo de tempo correspondente a uma discordância chama-se hiato.

A discordância pode ser paralela, angular ou inconforme com relação à estruturação das rochas acima e abaixo da superfície de discordância. A própria superfície de discordância pode ser irregular (disconformidade) ou plana, paralela aos estratos (paraconformidade).

 

Triássico

Período geológico mais antigo da era Mesozóica que se estendeu de 250 a 203 Ma atrás

 

Maturidade

(a) Medida do grau de seleção e classifcação dos componentes de um sedimento clástico.

(a) Em climas glaciais e em climas áridos, a desagregação das rochas se dá com intemperismo químico limitado. Como resultado os sedimentos associados a tais climas tendem a ser compostos por minerais diversificados que sofreram pouca ou nenhuma alteração química, ou seja, os sedimentos são mal selecionados e ditos imaturos.

Já em clima úmido, ocorre alteração ou intemperismo químico significativo e os componentes clásticos mais comuns são areias quartzosas e bem separados dos produtos argilosos de alteração dos minerais menos resistentes ao intemperismo que separam-se no transporte sendo depositados em outros sítios; neste caso a sedimentação é dita madura.

Sedimentação imatura, mal selecionada e mal classificada, pode ocorrer, entretanto, de forma localizada em clima úmido desde que se tenha erosão e transporte rápidos como consequência de uma topografia jovem com fortes relevos que não dão tempo a que o processo de intemperismo químico atue e separe os minerais mais resistentes.

(b) Grau de peneplanação do relevo de áreas emersas.

(b) O soerguimento orogenético ou epirogenético expõem as rochas a forte erosão por elevar a superfície terrestre bem acima do nível base de erosão global que é o nível do mar. Relevos assim elevados são ditos jovens e sofrem altas taxas de erosão.

A medida em que atua a erosão, a área vai sendo erodida e a taxa de erosão começa a ser compensada pela de deposição em planícies aluviais; com este equilíbrio, tem-se um relevo maduro.

Com a peneplanação acentuada tem-se relevo baixo e plano, e rio meandrantes com taxas erosivas mínimas e de deposição aluvionar acentuadas, o que caracteriza um relevo senil ou velho.

O grau de maturidade geomorfológica do relevo e sua modificação é fortemente afetado por:

- tectônica de soerguimento ou de rebaixamento da crosta, levando, respectivamente, ao rejuvenescimento ou ao amadurecimento da região;

- movimentos eustáticos positivos ou negativos (subida e descida do nível dos mares), levando, respectivamente, ao amadurecimento e ao rejuvenescimento globais na Terra;

- modificações climáticas: climas úmidos com maior precipitação pluvial ou aquecimento, derretendo mais águas de geleiras, aumentam o poder erosivo do sistema fluvial;

- captura de drenagens aumenta o poder erosivo do rio, enquanto que o rio com nascentes capturadas fica mais "velho".

 

Estratificação Cruzada

Estrutura de lâminas ou camadas que se cruzam e truncam em ângulos e que foram depositadas dentro de um processo contínuo de sedimentação, sem ocorrer discordância.

ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA

Estratificação cruzada.

Foto de Bruce Molnia US Geological Survey | Credit Line: Copyright © Bruce Molnia, Terra Photographics.

 

Fanerozóico

[Grego: phaneros=visível; oikos=vida]

Eon da escala de tempo geológico que engloba os períodos Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico, estendendo-se de 570 milhões de anos atrás até os dias de hoje, e que se caracteriza por ter havido grande desenvolvimento da vida na Terra.

 

Riolito

Rocha vulcânica ácida equivalente extrusiva a granitos, com mais de 72% SiO2, Kfeldspato normativo predominante nos feldspatos.

 

 

Dique

Corpo ígneo intrusivo tabular geralmente de rocha ígnea que corta as estruturas planares das rochas encaixantes onde se aloja, no que se distingue de um sill.

 

Sill

[Sin.soleira]

Corpo ígneo tabular semelhante a um dique do qual se distingue por ser intrusivo paralelamente a estrutura planar (estratificação, xistosidade, clivagem ardosiana) da rocha encaixante .

Rocha Encaixante

rocha encaixante

[Conf. rocha hospedeira]

Rocha ou rocha de um conjunto de rochas onde se encaixou uma intrusão ígnea (batólito, sill, dique,..), um depósito mineral, um domo de sal ou outra massa rochosa diferenciada ou intrusiva e geralmente mais jovem.

 

Toleito

[Sin. basalto toleítico]


Basalto de enorme distribuição terrestre derivado de magma supersaturado em sílica e constituído essencialmente de plagioclásio cálcico e de piroxênio subcálcico (augita e pigeonita).

Rocha derivada do resfriamento de magma da série toleítica, seja na forma de crosta oceânica, gerada nas ridges , seja formando os extensos platôs de basaltos continentais, como os da Bacia do Paraná e do Decca na Índia.

Cadeia Meso-oceânica

[Sin. dorsal meso-oceânica]

[Inglês:mid-ocean ridge]


Elevações topográficas do fundo do mar com um rift valley central que se estende no meio dos oceanos (Oceano Atlântico, Oceano Índico,..) ao longo das bordas de duas placas divergentes onde está se formando crosta oceânica.

As cadeias meso-oceânicas tem mais de 50.000 km de extensão.

 

Afanítica

[Ant.fanerítica, vítrea]

Textura micro ou criptocristalina de uma rocha em que os componentes minerais são tão pequenos que não podem ser reconhecidos macroscópicamente.

O uso do termo afanítica é aplicável, fundamentalmente, a rochas ígneas, micro ou criptocristalinas, como às de borda resfriada de pluton, vulcânicas. Entretanto, não é raro o seu uso para outros tipos de rochas como hornfels (rocha metamórfica de contato), rochas sedimentares químicas ou de origem coloidal de granulação muito fina.

 

Geodo

Cavidade com dimensões de milímetros a metros, oca ou parcialmente preenchida por minerais, como calcedônia mais externa e cristais de belas formações (ametista, calcita, zeolitas..) atapetando internamente a cavidade.

Os geodos formam, assim, massas minerais com várias formas, arredondadas, globulares, .. frequentemente esféricas, que se distinguem da rocha que os hospeda.

Geodos ocorrem em vários tipos de rochas principalmente calcários e rochas vulcânicas. Em rochas vulcânicas, como nos derrames de basalto da Bacia do Paraná, a sub-vulcânicas, inclusive em granitos rasos (cavidades miarolíticas) como o do Cabo em Pernambuco, formam-se os geodos ao ascender o magma, rico em voláteis, a condições de menos de de 2kbar quando ocorre a expansão destes gases dissolvidos no magma, formando "bolhas" dentro do magma (vesiculação), ricas em elementos da fase fluida e que cristalizam, muitas vezes em "camadas" de diferentes minerais de fora para dentro.

 

Epirogênese

Movimentação verticalizada, positiva ou negativa, da crosta terrestre, geralmente lenta e por ampla região, em decorrência de reações isostáticas atuantes em áreas cratônicas.

 

 

Pedimento

[Conf. pediplano, ciclo erosivo]

Capeamento de espessura variável, geralmente pouco espêsso, de material clástico colúvio-elúvio-aluvionar residual sobre região aplainada em clima árido ou semi-árido .

O pedimento frequentemente se apresenta como manchas de cascalho(cascalheira), arenoso ou não, entre áreas com extensos afloramentos de rocha nua ou levemente alterada (litossolo). Tende a se desenvolver associadamente ao processo erosivo de regressão de escarpas, típico de climas áridos a semi-áridos, nas áreas planas de pé de monte (bajadas) junto às zonas escarpadas e nas frentes de leques aluvionares: as raras chuvas torrenciais de enxurrada, típicas desses climas, transportam os fragmentos das áreas altas e os espalham sobre as áreas planas baixas, concentrando-os como depósitos de cascalho mais espessos em baixos topográficos e em vales de canais fluviais assoreados e aplainados.

 

Aluvião

[Sin.alúvio; depósito aluvionar]

[Conf. coluvião , eluvião]

Areia, cascalho e/ou lama depositados por um sistema fluvial no leito e nas margens da drenagem, incluindo as planícies de inundação com material mais fino.

Os depósitos aluviais são muito retrabalhados e mutáveis devido à erosão fluvial: depositados durante as secas ou nos locais de remansos quando cai a energia da corrente do rio, vão ser, em seguida, erodidos pela força da água da cheia ou pela mudança do curso do rio.

Normalmente são depósitos clásticos mal classificados e mal selecionados, de cascalho, areias e lamas, podendo ocorrer depósitos de blocos maiores, às vezes bem arredondados nas regiões elevadas das cabeceiras com maior energia fluvial.

Apresentam maior desenvolvimento nas planícies de inundação, com lamas (silte e argilas) por extensas áreas, e em sopés de montanhas como leques aluviais, com depósitos comuns de fanglomerados e areias associados que atingem boa expressão areal e grandes espessuras.

Os depósitos aluvionares, normalmente muito férteis para a agricultura, tem sido fator da maior importância para o desenvolvimento das sociedades humanas.

 

Coluvião

[Sin.colúvio]

[Conf. aluvião, eluvião, tálus]

Solo de vertentes, parcialmente alóctone de muito pequeno transporte, misturado com solos e fragmentos de rochas trazidos das zonas mais altas, geralmente mal classificado e mal selecionado.

A gravidade, enxurradas e avalanches com deslizamentos de solos e rochas, trazem material que se mistura com o solo local da encosta para formar o coluvião.

 

 

 

 

 

 

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