XXVIII CONGRESSO - Sociedade Brasileira de Geologia

SOCIEDADE BRASILEIRA DE GEOLOGIA
ANAIS
Do
XXVIII CONGRESSO
VOLUME 3
Porto Alegre, RS - Outubro 1974

xxvm CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
VOLUME 3
SIMPÚSIOS
11SIMPÚSIO SOBRE GEOLOGIA DO QUATERNÁRIO
11SIMPÚSIO DE GEOLOGIA MARINHA
INDlCE
11Simpósio Sobre Geologia do Quaternário
Consideraçõessobre a BaciaCenozóicaSolimões- João Orestes Schneider Santos. o. o o. . o. 3
Considerações Petrográficas sobre Alúvios Recentes da Região da Serra do Mar, RI. - A.M.
Ferreira Monteiro, Ao Lo Coelho Netto Silva, J. Rodrigues da Silva, L. F. Cardoso, MoR.
Mousinhode Meis. . o. . . o. . . . . . . . . . . o. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
A Gênese das Planícies Costeiras Paulistas - Vicente José Fúlfaro, Kenitiro Suguio, Waldir
Lopes Ponçano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
Estudo das Tendências de Circulação das Águas de Superfície da Lagoa dos Patos - R.Herz. . 43
Seqüências de Alteração na Região da Serra do Limoeiro, SP - R. P. DiasFerreira,J.P.
QueirozNeto . . . o. . . . . . o. . . . . . . . . . . . o. o. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49
Estratigrafia do Quaternário Continental do Nordeste Brasileiro - J. M. Mabesoone,José
LinsRolim. . . o. o. o. . . . . . o. . . . o. . o. . . . . . . . . o. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . S9
Fonnações Superficiais e Latossolo Vennelho Amar~lo Húmico na Área de Bragança Paulista,
Estado de São Paulo, Brasil - José Pereira de Queiroz Neto, Sebna Simões de Castro. . . . . 6S
DeprêAAÕêADoliniformêA do Pllltõ de Itllpetiningll, SP; Tentativa de Interpretaç!o - S.Castro
Françoso,C.Aillaud,J. P. de QueirozNeto 85
O Cenozóico Paulista:Gênesee Idade- VicenteJosé Fúlfaro,Kenitiro Suguio. . . . . . . . . . . 91

Interpretação Morfotectônica do Relevo no Planalto do It~tiaia - Faustino Penalva. . . . . . . . 103
O Quaternário da Área Interior do Rio Pardo, RS - Tânia Dutra Gonzaga . . . . . . . . . . . . . . 115
Bioestratigrafia e Paleoecologia com Moluscos Quaternários da Planície Costeira do Rio Grande
do Sul(Brasil)- Iêda ReginaForti Esteves.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133
Estado Actual de los Conocimientos sobre el Cuaternario en el Uruguay - Danilo Ant6n,
HéctorGoso.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151
Litoestratigrafia do Quaternário do Espírito Santo - Henrique Della Piazza, Mauro Barbosa
de Araujo,AlfredoN. BandeiraJr. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 159
Solos e Paleossolos do Estado de São Paulo e suas Interpretações Paleogeográficas - José
Pereira de Queiroz Neto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173
Evidências Paleoclimáticas em Solos do Rio Grande do Sul - Miguel Bombin, Egon Klamt . . . 183
Estruturas Sedimentares no Reverso da Praia da Barra da Tijuca - Jorge Xavier da Silva,
Jorge SoaresMarques. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195
U Simpósio de Geologia Marinha
Conceito, de Facies em Geologia Marinha - Ivan de Medeiros Tinoco . . . . . . . . . . . . . . . . . 201
A Distribuição da Energia na Praia de Juqueí (SP)-Antonio Christofoletti, Antonio Gonçalves
Pires Neto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 207
Sedimentos da Plataforma Continental Sul Americana entre Cabo Santa Marta (Brasil) e Terra
do Fogo (Argentina)- C. M.Urien,L. R. Martins. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213
Suspended Matter in Surface Waters: Influence of River Discharge and up Upwelling - K.O.
Emery,J. D. Milliman . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225
Cor dos Sedimentos Superficiais da Plataforma Continental Brasileira - Marcio Paulo de
Atalde Costa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237
Contribuição ao Estudo de Material em Suspensão na Plataforma Continental do Amazonas
- John D. Milliman, Colin P. Summerhayes, Henyo T. Barretto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 263
Refração Sísmica Marinha nas Bacias de Pelotas Santos Sul e na Plataforma de Torres - Renato
Oscar Kowsmann, Robert Leyden, Odimo Francisconi. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283
Interpretação de Testemunhos Coletados na Margem Continental Sul Brasileira Durante a
Operação GEOMAR VI - Renato Oscar Kowsmann, Mareio Paulo de Ataíde Costa. . . . . . 297
Geologia Costeira e Sedimentos da Plataforma Continental Brasileira - Ódimo Francisconi,
Marcio Paulo de Ataide Costa, Maria Glícia da N6brega Coutinho, Marco Aurélio
Vicalvi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 305
Summary of REMAC-LDGO Cooperative Research on the Brazilian Continental Margin.
Part I: Northeastern Brazilian Margin - N. Kumar, G. M. Bryan, J. C. de Carvalho, M.A.
Gorini,J. E. Damuth . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 323
Econornic Potential of Brazilian Continental Margin Sediments - John D. Milliman, Carlos
A. B.Amaral. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 335

CONSIDERAÇOES SOBRE A BACIA CENOZOICA SOLIMOES
JOÃO ORESTES SCHNEIDER SANTOS.
ABSTRACT
By observation Df radar imagery of tlle region, on a scale of 1:1.000.000 waa out1ined tlle wide diatn'bution of Solimões For.
mation as a continuous cover ranging from the western portion Df tlle higll course of Purus river to tIle vicinity of Peru and Colombia coun.
tries, covering an area over tIlan 1.000.000 sq. km. Litllologics1 characteriatics and fauniatical composition of tIlis formstion give clear clues
toward this wide sedimentation Ilas developed in a continental environment and its upper section deposition, reported as pleistocenic in age,
was controlled by the equilibrium between subsidence and sedimentetion rates whicll in tum was indirectly conditioned by ses levei glacial.
eustatics oscilations.
RESUMO
A observaçAo das imagens radargramétricas, em escala 1:1.000.000, por outro lado, permitiu delimitar a vasta distribuiçAo
da Formsçlo jolimões. desde a regi40 ocidentel do Alto de Purus até às cercanias do Peru e da Colômbia, abrangendo áres superior a
1.000.000 km . As caracterlsticas litológicaa e a composiçlo faunistlca da formaçlo indicam claramente que essa ampla sedimentaçAo se
proceesou em ambiente continental e que a deposiçAo de sua seçlo superior, de idede pleistoa!nica, foi controlada pelo balanço entre tuas de
subsidência e sedimentaçAo, o qual esteve condicionado indiretsmente pelas oscilações gUocio stãticaadoniveldomar.
CCNSIDERAÇÕES GERAIS
Até há bem pouco tempo, toda a extensiva cobertura sedimentar continental póspaleozóica
da Amazônia Ocidental. era admitida como representada por uma única unidade
ffidimentar, com uma idade definida como terciária, pode ser observado, por exemplo, no Mapa
Geológico do Brasil (1970). Caputo et alii (1971) foram os primeiros a manifestar claramente a
existência de duas seqüências sedimentares distintas nessa área, ou seja, a Formação Alter do
Chão e a Formação Solimões, sem entretanto definir os seus limites. A última vem sendo estudada
desde o século passado, na região do alto Solimões (rios Puros, Juruá, Javari), principalmente
devido à sua abundante fauna fóssil, e diversas designações foram adotadas para
denominá-Ia, entre as quais citam-se: Formação Pebas (Orton, 1870/1876), Formação Aquiri (Hartt.
1870); Formação Capas Rojas (Singewald.1927)eFormaçãoPuca (Steinmann, 1929/1930).

-- - --.--
4 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Moraes Rego (1930), trabalhando na referida região, introduziu a denominação Série
Solimões, caracterizada por: "argila e areias com cores pardas ou cinzentas e abundantes restos
m plantas e animais, contrastando com as cores vivas da chamada Série Barreiras". Esta denominaçã>,
entretanto, ficou em desuso, sendo substituída por outras designações atribuídas por
vários estudiosos, ~tre as quais: Formação Cruzeiro (Oppenheim, 1937); Formaçio Baixada
(Miranda, 1938); Formação Quixito (Oliveira, 1940); Formação Acre (Oliveira e Leonardos,
1940); Formação Rio Branco (Wanderley, 1940); Grupo Conta mana (Kummel, 1946); Formação
Ramon (Bouman, 1959) e Formação Purus (Cunha, 1963).
A designação Série Solimões, foi revalidada como Formação Solimões por Caputo et
alii (op. cit.) que estabeleceram sua seção tipo ao curso do Rio SoHmões, caracterizando-a litologicamente
por argilas vermelhas, cinzas e variegadas, e secundariamente, por arenitos, caláU'ios
e conglomerados, com interligações de camadas de linhito com 2 a 10 m de espessura nos
300 m superiores da formação.
Durante os trabalhos de campo levados li efeito no Projeto Norte da Amazônia, foi
verificada a extensão dessa ampla planície cenozóica à região do Dominio Baixo Rio Negro, na
Q.lal seu contato com as unidades mais antigas representa o limite oriental na distribuição regional
da Formação Solimões.
Na realidade, estes depósitos já haviam sido descritos por Paiva (1929), na região do
Rio Negro. O referido autor, na margem direita desse rio, a montante de Barcelos, nas Iocaliàides
de Cumaru e Baturité, em 12 m de exposição, descreveu ..."uma camada inferior conglomerática,
porosa, com concreções arredondadas e uma camada superior (6 m) de um argilito
fissurado de cor parda ou cinza". Posteriormente, verificou que os mesmos depiósitos ocorriam
ros afluentes da margem direita do Rio Negro, principalmente no Rio Carabinâni, onde os descreveu
como formando extensa planície, a qual denominou apropriadamente de ... Terra Geral do
Japurá.
DISTRIBUIÇÃO E ESPESSURA
A real distribuição regional desta unidade sedimentar cenozóica, permaneceu mal
deliImda durante muito tempo, devido a diversos fatores, entre os quais, a carência de traoolhos
geológicos e de coberturas aerofotográficas na Amazônia Ocidental, e o não discernimento
entre os depósitos da Formação Solimões e as camadas da Formação Alter do Chão. O pnblema
bi agravado ainda, porque essas duas formações eram freqüentes e indistitamente referidas à
Série Barreiras. Entretanto, com o advento do Projeto RADAM, executando cobertura radargramétrica
de toda a Amazônia, pode-se perceber, através de simples observação das imagens de
radar em escala 1:1.000.000, a notável distribuição da Formação Solimões, reoobrindo a maior
parte do Estado do Amazonas (quase que a totalidade da bacia do Rio Solimões), estendendo-se
para norte, pela bacia do baixo Rio Branco (Território Federal de Roraima) ; para oeste, à Colômbia
(rios Iça e Caquetá) e ao Peru (rios Maraí'ion e Iça) e finalmente, para sudoeste, em
direção ao Acre (bacias dos rios alto Purus e alto Juruá). Pode-se dessa forma estimar uma área
da distribuição de pelo menos 1.000.000 km2 para essa unidade.
Além da bacia dos rios Javari, Juruá, Jutaí e Purus, estende-se à região do baixo
Madeira e do Rio Japurá, como pode ser visualizado na Figura 1.
Na região do baixo Rio Negro, onde foram estudadas durante os trabalhos do Projeto
Norte da Amazônia, as camadas da Formação Solimões expõem-se em diversos rios tais 001:\10:
Negro, Branco, Demêni, Aracá, Jauaperi, Jufari, Caurés, Unini, Jaú, Carabinâni, Xeriuini,
Anauá, !tapará, Manacapuru, Macucuaú, Catrimâni e Ãgua Boa do Univíni
Quanto à espessura da Formação Solimões, poucos dados podem ser registrados,
tendo-se em vista, que não foi efetuada nenhuma sondagem na área do Projeto Norte da
Amazônia. Entretanto no âmbito regional, diversos dados foram obtidos pela PETROBRÁS,
através de perfurações. Assim os poços executados na Amazônia Ocidental, na região do alto
Solimóes e dos rios Javarl e Juruá, indicam que a espessura dessa formação aumenta para oeste
e suas camadas apresentam.um mergulho regional nesse sentido. Vale salientar que na região do
Rio Negro, valores de mergulho não foram determinados no campo, comportando-se as camadas
de maneira horizontal, com freQÜentes deformações penecontemporâneas, principalmente nos siltitos
e argilitos, provocando o aparecimento de mergulhos locais.

SANTOS 5

6 ANAIS 06 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
No alto Rio Jaú, a Formação Solimões chega atingir 106 m de espessura (MM-068),
valor esse obtido de acordo com o empilhamento litológico efetuado a partir da seção observada
msse rio. Uma espessura de 570 m foi observada no poço 2Rc-1-Am, localizado no Rio Javari,
na seção de referência de Caputo et alii (1971) e a máxima de 980 m no poço 2Fg-St-1- Am; no'
Rio Juruá. Já no poço 2C-St-1-Am, localizado em Coari, a Formação Solimões atinge p)~co
mais de 100 m de espessura. Um poço para abastecimento de água executado pela Companhia
de Saneamento do Amazonas (COSAMA), na sede do município de Barcelos, atravessa mais de
30 m dessa formação, conforme informação verbal do geólogo Keller.
Todavia, a vasta distribuição regional, bem como a conf()rmação da bacia cenozóica
Solimões, certamente só ficarão melhor conhecidas com o desenvolvimento de trabalhos geológicos
em toda região a W do alto de Purus.
COMPARAÇÃO ENTRE AS FORMAÇOES SOLIMOES E ALTER DO CHÃO
Os trabalhos de campo do Domínio Baixo Rio Negro foram realizados em uma área
que abrange o limite oriental da bacia Solimões e conseqiientemente, seu contato com as camadas
da Formação Alter do Chão. Possibilitou-se então o estabelecimento de uma sme de distinções
patentes entre essàs duas coberturas terrígenas, dentre as quais destacamos:
Estruturais
A bacia Solimões está limitada no seu setor oriental pela região do Alto de Purus, a
qual, comportando-se como um alto estrutural durante o início do Terciário, não permitiu a
ooposição de suas camadas a leste da referida estrutura. A Formação Alter do Chão, ao contrário,
ocorre tanto na Amazônia Oriental como Ocidental.
Estratigráficas
A Formação Alter do Chão está confinada ao interior da bacia paleozóica, não havendo
nenhum registro na bibliografia da região amazônica, de algum contato com rochas do emmsamento.
Por outro lado, a Formação Solimões comporta-se de maneira caracteristicamente
transgressiva sobre as unidades sedimentares da bacia paleozóica, indo recobrir diretammte o
cristalino, tanto ao norte como ao sul da referida bacia.
O contato entre as duas unidades é mantido através de uma ampla discordAncia erosiva,
cujo traçado é facilmente assinalável em imagens de radar. Em subsuperficie, a superposição das
camadas Solimõss sobre as camadas Altar do Chio, foi verificada em diversas perfurações da PE-
TROBRÃS, conforme Caputo et alii (1971).
Geomorfológicas
A Formação Alter do Chão está situada em uma planície de dissecação que vem
sofrendo movimentações positivas provavelmente desde o início do Terciário. São feições características
dessa planície uma drenagem dendrítica relativamepte densa com vales bem entalhados,
em V, praticamente desprovidos de planície aluvial e Um relevo ondulado. Em contrapartida
a Formação Solimões compreende uma extensa planície de acumulação, em subsidmcia,
rontígua ou não, desde o início do Terciário, e na qual o relevo é extremamente plano, desprovido
de qualquer elevação, cuja monotonia no modelado é interrompida unicamente pelos
wrsosde água. Estes, compõem um padrão dendrítico excepcionalmente aberto, com vales amplos,
em forma de U, com largas faixas aluviais. Essas marcantes distinções entre os terrenos
das duas unidades, formam notável limite geomorfológico entre dois tipos distintos de planície,
uma em dissecação e outra em acumulação, o qual corresponde à linha de contato entre as duas
formações (Fig. 2).
Litológicas
A Formação Alter do Chão é composta principalmente por arenitos argilosos e ar-
---

SANTOS 7
gilitos, ambos de coloração vermelha intensa. A Formação Solimões, em superfície, é caracterizada
por arenitos amarelos intercalados com siltitos cinza ricos em restos vegetais e com leve
fissibilidadealém de ocasionais lentes de turfa. Em subsuperfície, de acordo com Caputo et alii,
é constituída principalmente por arenitos e argilitos. Os arenitos são finos a médios, cinza esverooados,
brancos e marrom-avermelhados, argilosos ou não, friáveis e com estratificação cruzada.
Os argilitos são variegados, sílticos, inconsolidados, listrados ou maciços, contendo comunente
roncreções calcíferas. Muitas camadas marrons ou cinza esverdeadas contêm abundantes cristais
disSEminados de gipsita. Os argilitos gradam para margas e calcários argilosos e nos 300 m
!Ilperiores ocorre linhito de baixa qualidade, em camadas de 2 maiO m de espessura.
Geocronológicas
A Formação Alter do ChioédoCretáceo Superior (Cenomaniano 'a Maestrichtiano),
enquanto que a Formação Solimões foi depositada do Terciário ao Quatemário (Paleoceno a
Pleistoceno), conforme Daemon e Contreiras (1971).
IDADE E PALEONTOLOGIA
A Formação Solimões é ricamente fossilífera, tanto em flora como em fauna, cujas
espécies têm sido objeto de estudos desde o século passado.
Paula Couto, in: Atas do Simpósio sobre a Biota Amazônica (1967), faz um apanhado
histórico sobre os estudos paleontológicos na Amazônia, no qual se observa a existência
00 inúmeros trabalhos a respeito do conteúdo fossilífero desta formação na região do alto Solimões,
compreendendo moluscos, crocodilos, peixes, quelônios, megatérios, mastodontes, taxodontes,
lamelibrânquios, gastrópodos, angiospermas (troncos e folhas), cetáceos, roedores,
mtoungulados, sirênios, gliptodontes, tatus, etc. Caputo et alii (op. cit.) citam ainda carófitas,
ostraC

Reprodução parcial de mosaico semi-controlado de radar da folha SA.2Q-Z-A
82° 00'
00

10 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
ORIGEM E AMBIENTE DE DEPOSIÇÃO
A Formação Solimões originou-se pela deposição predominantemente clástica, com
contribuição química, em uma bacia cenozóica individualizada como área subsidente, provavelmmte
a partir do Terciário Inferior. A essa movimentação negativa, devem ter coincidido estágios
de movimentação do ciclo Andino, também contemporâneos do soerguimento rEgional
verificado a leste do Alto Purus. Seu abundante conteúdo fossilífero na região do alto Solimões,
notável principalmente pela presença de restos de mamíferos, não deixa dúvidas quanto a sua
origemcontinental.A existência em suas camadas de fósseis de vertebrados de ambiente fluvial,
muiU; semelhantes às espécies atuais (quelônios, cetáceos, peixes e crocodilídeos), leva a supor a
predominância de um ambiente flúvio-Iacustre, semelhante ao atual. A presença de calcários argilosos
impregnados de gipsita em testemunhos de sondagens da PETROBRÃS na região do alto
Solimões, é sugestiva da existência de bacias restritas, condicionadas na época de deposição,
a um clima bem mais seco que o atual.
A seção superior da formação, de idade pleistocênica, teve uma deposição fortemente
rontrolada pelo balanço entre taxas de subsidências e sedimentação, por sua vez, condicionado
indiretamente pelas oscilações glácio-eustáticas do nível do mar. Acreditamos que os períodos
interglaciais, ou seja, períodos de mar alto, foram acompanhados por uma diminuição geral no
gradEnte e no poder erosivo de toda a rede fluvial, sendo portanto, períodos eminentanente
mposicionais que estavam sujeitos a um clima com elevadas precipitações pluviométricas, responsável
pelo desenvolvimento de uma vegetação dominantemente do tipo floresta equatorial,
!emelhante às atuais florestas. Por outro lado, os períodos glaciais provocaram um aumento
geral no gradiente e no poder erosivo da rede de drenagem, tornando-se períodos tanto depo-
3cionais como erosivos. Em tais épocas, favoráveis às laterizações, devido à sensível diminuição
da umidade atmosférica, deve ter imperado um clima mais seco, provocando o desaparecimento
das florestas, substituídas provavelmente por uma vegetação similar às atuais savanas. Tal oscilação
climática e vegetacional na região amazônica é admitida por alguns estudiosos, entre
des, Braun (1973) e Hammen (1972). Este, estudando o conteúdo palinológico de camadas de
argila de idade pleistocênica, provenientes do Território Federal de Rondônia, verificou a intercalação
de camadas ricas em pólen de espécies típicas de floresta pluvial, com outras, cuja associação
polinífera era rica em espécie de gramineas, indicando, na época de sua deposição, a
existência de uma vegetação provavelmente do tipo savana.
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2.5K.. o
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2.5 . u, rOKm
I
Fotomosaico 2 - Contato entre as formações Alter do Chão (Ksac) e Solimões (TPs) na região do Rio Carabinâni, correspondendo a um limite geomorfológico entre uma
planície de acumulação (à esquerda) e uma planície de dissecação (à direita). A primeira é caracterizada por um relevo extremamentc plano e um padrão
de drenagem aberto, com vales amplos, enquanto que a segunda dcnota um relevo suavemente ondulado e um padrão de drenagem denso, com va-
Ies bem entalhados.

SANTOS 11
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CONSIDERAÇOES PETROGRÁFICAS SOBRE ALOVIOS
RECENTES DA REGIÃO DA SERRA DO MAR, RJ
A.M.FERREIRA MONTEIRO*, A.L.COELHO NETTO SILVA *,
J.RODRIGUES DA SILVA*, L.F.CARDOSO**,
M.R.MOUSINHO DE MEIS***
ABSTRACT
SlUDpleOfrom the weatherillll prom. 01 JInIIi. _~ oome 11II ted that clooe to the W8\KhorIngfront lIf8in oizo
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INTRODUÇÃO E MÉTODOS
Na área adjacente à Baía de Guanabara. a Serra do Mar apresenta condições favoráveis
ao estudo dos mais variados aspectos de sedimentação sob altos gradientes em ambiente
tropical úmido. Dentro do ponto de vista teórico, os fatores ligados ao comportamento dos
processos erosivos mostram nela, com bastante clareza. toda a complexidade inerente ao smtema
rrorfodinâmico. Os declives íngremes podem ser considerados por definição como superfícies de
alta energia potencial, enquanto a existência de uma cobertura vegetal espessa sugere uma baixa
tficácia do processo erosivo.
Trabalho efetuado oob 08 auoplcioo do CNPq e do CEPG /UFRJ.
-BoloiotaICNPq
--Soloiota/CEPG
"-IO/uFRJ

14 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Ao lado deste raciocínio teórico, coloca-se, entretanto, outro tipo de aproximação:
qual seria o significado geomorfulógico (e a capacidade de preservação na seqüência estratigráfica)
dos fenômenos erosivos desencadeados pelos eveQtos climáticos de alta intensidade, se
relacionados à desnudação média regional? Acredita-se que somente através de um equacionamento
das relações desta natureza torna-se-á possível no futuro, atingir um julgamento imparcial
do papel desempenhado pelas variáveis topográficas e climáticas dentro do processo
erosivo. E~emplificando: na área da Serra do Mar ocorrem esporadicamente deslizamentos de
encostas. N as vertentes ainda protegidas pela vegetação florestal estes movimentos de massa
parecem estar tanto mais ligados aos eventos climáticos de alta intensidade (chuvas torrenciais)
quanto menores os declives e maiores os volumes de materiais movimentados. Entretanto, o intervalo
de recorrência destes eventos de alta inten$idade paJece ser relativamente alto. Eventos
climáticos de intensidade média e baixa, cujas freqü4!ncias se elevam progressivamente serão,
por outro lado, responsáveis por fenômenos erosivos diversos: remoção de partículas finas da
capa do solo, retrabalhamento de partículas liberadas pelos movimentos de massa. Cabe então a
pergunta: serão os eventos de maior freqüência suficientes para diluir, nos sedimentos, as características
petrográficas e estruturais herdadas dos fenômenos de baixa recorrmcia?
Lamentavelmente, estudos de morfodinâmica são ainda insuficientes para assegurar
uma correlação mais segura entre a intensidade do processo erosivo e a composição dos sedimentos
dele resultantes. Esta deficiência, por si SÓ, compromete qualquer ttmtativa de quantificação
das relações obtidas, mantendo a análise dentro do domínio qualitativo. Apesar desta limitação,
}rOcurou-se testar alguns parâmetros petrográficos, como índices da intensidade da erosão na
Serra do Mar.
O enfoque principal foi dado aos sedimentos aluviais atuais e sub-atuais: depósitos
dos canais dos rios que descem a serra e materiais de planícies de inundação sub-atuais (resultados
de C14 fornecem idades de até 2000 anos A.P., podendo entretanto alcançar um período
de tempo maior).
A coleta dos alúvios foi realizada respeitando-se, ao máximo, as seguintes condições
limitantes: 1) que a vegetação florestal da área estivesse ainda bem preservada. O controle desta
condição mostrou-se bastante difícil, tanto em campo como sobre as fotografias aéreas, pois à
IIEta juntam.se diversificados tipos de vegetação secundária de identificação imprecisa; 2) que
os cursos de água amostrados em suas cargas de fundo não tivessem sofrido, a montante,
flagrantes alterações no seu comportamento hidrológico devido á ação humana (barragens,
canalização, etc.); 3) que a área fonte dos sedimentos aluviais se restringisse unicamente às
rochas do embasamento cristalino (com eventuais núcleos de alcalinas) excluindo-se por princípio,
qualquer região de afloramento de sedimentos antigos (formações cenozóicas).
Para auxiliar a interpretação dos resultados obtidos foram também realizados perfis
Em elúvio de rochas graníticas e alcalinas, além de amostragem mais generalizada dos elúvios
gnáissicos. A sistemática obedeceu dois critérios distintos: 1) amostragem em perfis a partir da
frente de intemperismo com controle da rocha sã; e V amostragem de materiais esparsos na
parte superíor da capa intemperizada. Para as coletas procurou-se encostas com gradientes
àevados.
Foram ainda amostrados sedimentós coluviais subatuais, possivelmente ligados ao
Pleistoceno Superior e início do Holoceno (Machado et alii, 1974). Um controle dos depósitos
coluviais tornou-se necessário por estarem os mesmos muito disseminados pela região, levando à
admissão de que pelo menos parte dos alúvios atuais possa provir de seu retrabalhamento. A
amostragem dos colúvios foi realizada em áreas de substrato gnáissico e granítico, aleatoriamente,
e sob gradientes de encostas variáveis.
As amostras foram submetidas à análise mecânica por peneiragem e pipetagem, sendo
suas curvas e parâmetros granulométricos obtidos de acordo com FoIk (1968) e Folk e Ward
(1957). A constituição mineralógica das frações arenosas foi avaliada qualitativa e quantitativlUIEnte
empregando-se o ácido fluorídrico e cobaltinitrito de sódio de acordo com a técnica descrita
por Gabriel e Cox (1929) e H~es e Klugman (1959). As amostras do elúvio, por.apresentanm
partículas de feldspato já parcialmente alteradas e não mais reagindo ao tratamento,
foram IUlI!lisadas por contagem direta na binocular. Nelas tomou-se impossível quantificar os
teores em K e Na, Ca feldspatos.
Os minerais pesados, após pesagem e separação no bromofórmio foram levados ao
separador magnético (Frantz) e posteriormente identificados na binocular. A natureza dos argilo-
---.--

MONTEIRO, SILVA, SILVA, CARDOSO, MEIS 15
minerais presentes nas amostras foi detectada por difratometria dos Raio X, associada eventualmente
à análise térmica diferencial (D.T.A.).
Dentro da classe textural das areias, tanto os minerais leves como os pesados foram
estudados em dois diâmetros de grão distintos: O.50mm (+ l~) e O.125mm (+3 ~). Estes
diâImtros foram escolhidos por representarem os valores extremos da faixa de maior incidência
dos valores de diâmetro mediano dos grãos das amostras dos sedimentos fluviais.
C(l\ffiIÇOES REGIONAIS
A área em estudo comprrende a baixada da Baía de Guanabara e as encostas da Serra do
Mar adjacente (Fig. 1). Caracteriza-se pela justaposição de relevos íngremes e formas planas e colinosas
rebaixadas.
..
LEGENDA
. . ÁREAS . ÁREAS
DE
DE
COLETAS ND AlUvlo
COLETAS NO COLÚVto
. ÁREAS "DE COlETAS No ELÚVMI
ESCA l A
o 10KM
Fig. 1 - Topografia da área estudada, com localização dos pontos de coleta das amostras.
A configuração da topografia exerce influência considerável sobre as condições climáticas
reinantes. Como pode-se observar pela Figura 2, a vertente atlântica da Serra do Mar
apresenta totais de precipitações bem mais elevados do que a baixada ao seu sopé e as áreas
ma~ interiorizadas. Outrossim, na área serrana as temperaturas médias tendem a cair, dimimrindo
em conseqüência os índices de evaporação.
Tanto o alvéolo da depressão da Guanabara como as altas escarpas da Serra do Mar e
maciços litorâneos são constituídos por dois domínios geológicos bem definidos do ponto de vista
cronológico: 1) a plataforma pré-siluriana onde predominam granitos. migmatitos e gnaisses diversos
(Rosier. 1965 - Fig. 3) fortemente metamorfizados e tectonizados. Seus mantos deintemperismo tendem
a apresentar-se mais espessos nas áreas colinosas do centro da depressão. tornando-se mais escassos
ou mesmo inexistentes nas escarpas dA SêrrA: 2) O domínio cenozóico onde agrupam. se os
afloramentos de rochas aJcalinas neocretáceas a eocenoz6icas (maciços de Gericinó. Tinguá. Tanguá.
Rio Bonito. ete.) e os calcários paleogênicos de ltaboraí. os quais tem sido considerados por diversos
--~---

16 ANAIS DO XXV/1/ CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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TOTAIS ANUAIS DE CHUVAS (EM MMJ
Fig. 2 - Distribuição de freqüência dos totais anuais de precipita~ões
(1941-1960) - A: Baixada da Guanabara; B: Encostaatlantica
da Serra do Mar; C: Topo da Serra; D: Reverso da Serra do
Mar.
autores como relacionados às fases de instabilidade crustal responsáveis pela gênese dos relevos da
Serra do Mar e maciços litorâneos (Ruellan, 1945; Freitas, 1951; Couto, 1953. etc.). Em discordância
erosiva sobre estes materiais, na área da baixada. aparecem os sedimentos terrígenos continentais
(terciários a pleistocênicos) das Camadas pré-Macacu e Formação Macacu (Meis e Amador, em
publicação). Ainda mais recentes, e possivelmente ligados aos eventos do Pleistoceno Superior e
Holoceno ocorrem depósitos coluviais. aluviais e flúvio-marinhos.
Os materiais coluviais. de características muito variáveis. seguem as eocostas até os
fundos das depressões, com espessuras desiguais. Muitas vezes a inconformidade existente entre
o colúvio e o substratoé marcada por uma linha de seixos (stone Une) de quartzo, fragmentos
silicosos ou ferruginosos.
Grandes espessuras de depósitos fluviais e flúvio-marinhos são encontrados em
baixos terraços e várzeas da periferia da Baía de Guanabara. Representam acúmulos de detrital

MONTE/RO, S/L VA, S/L VA, CARDOSO, ME/S 17
Em ligação com o nível de base marinho. Apesar dos canais dos rios torrenciais que descem a
serra apresentarem riqueza em rudáceos, os depósitos responsáveis pela colmatagem da baixada,
rode os gradientes dos cursos de água tomam-se desprezíveis, mostram o predomínio das facies
areno-síltica e silto-argilosa. Uma aceleração do processo de colmatagem parece ter ocorrido a
plrtir de meados do século passado, quando verificou-se um desmatamento intensivo das encostas
serranas. Cursos d'água navegáveis ao longo de várias milhas há pouco mais de 100 anos
atrás tiveram seus baixos cursos literalmente entupidos por uma vasa fina, testemunho da desnudação
ativada nas áreas declivosas.
ESBOÇO GEOLOGICO (ROSIER 1965)
p ...~.,...
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o 5KM
50KM
LEGENDA
D GRANITOS PÓS TECTÔNICOS
OROGENESE ASsiNTI C A
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MIGMATITOS
DIVERSOS
t::,:'JGNAISSES FACOIDAIS PAS-
SANDO A GRANITOS
PORFIROIDES
Fig. 3 - Esboço geológico do Prércambriano na área estudada, segundo Rosier (1965).
RESULTADOS E DISCUSSOES
Para a compreensão da petrologia dos sedimentos fluviais atuais toma-se importante
um reconhecimento prévio das características apresentadas pelos elúvios e colúvios de cuja
erosão deverão provir os depósitos transportados pelas águas correntes.
Elúvi08
As considerações que se seguem provêm de amostragem relativamente pequena na
qual se procurou abranger elúvios em substrato granítico (9 amostras), gnáissico indiferenciado
(5 amostras) e alcalino (4 amostras). A gama de variações petrográficas aliada à pobreza em
controles a partir de perfis de intemperismo definidos tornam bastante prematuro o estabe1eamento
de padrões rígidos no que concerne ao desenvolvimento do intemperismo na área. A
análise fornecerá apenas uma primeira visualização das tendências, as mais gerais, passíveis de
serem aqui documentadas.
Inicialmente torna-se necessário definir o que se entende por frente de intemperismo,
termo de conceituação controvertida dentro da literatura (Budel, 1959; Ruxton e Berry, 1957;
D.tmanowski, 1964). De acordo com Cady e Cleaves (1974) caracteriza-se como frente de intemperismo
qualquer faixa ao longo do perfil do elúvio, na qual se encontrem preservados minerais e
tBtruturas as mais delicadas e instáveis dentro do ambiente. Tal definição é, entretanto, pouco
prática para utilização durante os trabalhos de campo. Em conseQÜência. levou-se em consi-
~ração que à progressão de intemperismo químico das roohas estudadas tende a associar-se um
aumento gradual dos teores em minerais de neo-formaçio. em detrimento dos elásticos. Prag-

18 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
OBticamente, procurou-se considerar como frente de intemperismo os setores do elúvio que contivessem
os mais baixos teores em finos (teores em siltes + argilas inferiores a 20%).
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Fig. 4 - Textura dos alúvios: A. correlação t;ptre o diâmetro mediano (MD CP)e o percentual em
silte e argila contido na amostra (V~ = 0.88); B: correlação entre o diâmetro médio
(Mz CP)e o percentual em silte e argila contido na amostra (~ = 0,94).
Pela Figura 4 percebe-se os diâmetros de grão médio tendem a se correlacionar
melhor com os teores em finos (siltes e argilas) contidos na amostra, do que os diâmetros medianos.
Este fato parece ser o reflexo da existência de distribuições granulométricas bimodais ou
bifásicas, já consideradas na literatura como freqüentes nos elúvios graníticos dos trópicos
úmidos (Bakker e Muller, 1957; Nossin e Levelt, 1967).
Os gráficos plotados na Figura 5 sugerem que, com o deslocamento da média na
dreção dos diâmetros de grão mais finos, associam-se: 1) uma gradual perda de seleção por parte
do elúvio. Grosso modo, os valores de desvio padrão tendem a crescer com o avanço do
:p'Ocesso de intemperismo~ 2) curvas de freqüência textural de formas mais achatadas (platicúrticas
e muito platicúrticas). Em outras palavras, com o aumento do percentual de finos das
amostras, passam a ocorrer distribuições que já mostram tendência à bimodalidade.
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1D o -0,4
o .4 o .4 o .4
\1:. U M.!i' M, e
Fig. 5 - Textura dos elúvios. A: correlação entre os valores do diâmetro médio (Mz 9» e do desvio padrão
(61); B: correlação entre o grão médio (Mz cp) e a curtosis (K(;); c: correlaçao entre o diâmetro
medio aritmético (Mz CP)e o parâmetro da assimetria (SKI).
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Os valores de assimetria (Fig. 5 C) são caracteristicamente positivos, apresentando

GRANITOS
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ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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MONTE/RO, S/L VA S/L VA, CARDOSO, ME/S 21
Evidentemente, as características petrográficas da rocha matriz são de extrema importância
e são ressaltadas quando se procura analisar as composições individuais de cada uma
das amostras. Entretanto, como se observa na figura 9, em elúvios gnáissicos, os altos teores
em siltes e argilas tendem a correspónder a baixas taxas de feldspatos nos diâmetros grosseiros
e enriquecimento na granulação mais fina. Nos granitos, com teores inferiores a 30% de siltes e
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GRANITO
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2 3 4 li 15
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Fig..9 -C~mposição minerológica dos elúvios: histogramas com percentuais de freqüência dos
crIstais de quartzo, feldspatos e outros minerais (minerais pesados e fragmentos de rocha).
argilas, o comportamento dos felspatos é mais variável. A queda na importância do quartzo no
diâmetro mais fino não parece ser apenas uma função do aumento percentual do feldspato, mas também
dos fragmentos de rocha e minerais acessórios. Estes últimos foram identificados semiquantitativamente
nas frações arenosas de + 1 e + 3 ~. Devido à variada natureza petrográfica das
rochas estudadas, houve"se por bem analisar separadamente cada amostra do elúvio. Tratando-se de
regolitos de rochas ácidas e alcalinas, as porcentagens totais de minerais pesados mostraram-se
relativamente baixas. Entretanto, duas tendências gerais puderam ser observadas: 1. o predomínio
dos minerais opacos (magnetita e ilmenita em ambas as frações); 2. a maior diversificação mineralógica
e aumento do percentual dos mineraiB peBadoll nafração mais fina (Fig. 10).
Pela análise das Figuras 9 e 10 verificou-se, entretanto, que ao avanço do intemperismo
nos granitos tende a ligar-se uma diminuição progressiva do teor total em minerai9

----
22 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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LEGEt4QA
LIEOCOxÊNID
Fig. 10 - Composição mineralógica dos elúvios: histogramas com os percentuais de freqüência dos
minerais pesados observados.
lEsados, tanto na fração das areias grossas como das areias finas. Os teores em fragmentos de
rocha. mantêm-se relativamente constantes em ambas as frações, desaparecendo apenas ~
amostras referentes ao manto já bastante intemperizado. Na fração de + 3 if> (O,125mm) a
biotita assume importância considerável, A presença do zircão apenas na fração mais fina deve
estar ligada ao próprio talhe original dos cristais.
De modo geral, os minerais pesados presentes nos sienitos analisados não chegam a
representar mais de 20% dos seus constituintes. Diferenciam-se dos elúvios graníticos pela
ausência de fragmentos de rochas. Cristais de anfibólio e piroxênio ocorrem com relativa regularidade
junto à frente de intemperismo. Entretanto, verifica-se o seu desaparecimento nas
faixas de maior alteração. Tal fato parece relacionar-se à sua alta instabilidade face ao intanlErismo
quimico. Isto tende a ser confirmado pelo aumento do percentual de material oxidado
não identificado dentro desta faixa.
Nos gnaisses predominam seja as magnetitas seja os materiais oxidados não identificados,
sendo rara a ocorrência de biotita. A grande variedade em minerais pesados deve estar
associada à própria diversidade petrográfica da rocha matriz (parent material) .
Como é do conhecimento geral, a natureza dos minerais de argila tendem a refletir a
mtur~a da rocha matriz, o seu grau de intemperismo (Power, 1969; Birkeland e Janda, 1971),
assim como as condições microquímicas ambientais. Foge ao objetivo do presente trabalho um
e3tudo detalhado do sistema que regula a formação dos argilo-minerais, procurando-se apenas
visualizar de modo suscinto a sua natureza (Tab. 1).
* Os fragmentos de rochas são representados, principalmente, pela associação de quartzo e magnetita, na fração de
0,50 e feldspato e magnetita na de 0,125 mm.
/
lutCio

MONTE/RO, S/L VA S/L VA, CARDOSO, ME/S 23
IDENTIFICAÇÃO ROCHA %DE SILTE E ARGILQ-MINERAL ARGILQ-MINERAL ARGILQ-MINERAL
DA AMOSTRA MATRIZ ARGILA PRINCIPAL SECUNDÁRIO ACESSÓRIO
DA AMOSTRA
TABELA 1
Quadro Interpretativo dos Resultados Obtidos Através da Difratometria Pelos Raios X e Analise
Térmica Diferencial (DT A) para as Partículas Menores que + 8

24 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
em encostas de altos gradientes ou urbanizadas (Pichler, 1957; Mousinho e Bigare1la, 1965; Meis e
Silva, 1968; PetrieSuguio, 1971).
Com o intuito de facilitar a análise sedim~tológica dos colúvios,procurou-se subdvidí-Ios
em dois grandes grupos; a) colúvios das áreas montanhosas; b) oolúvios das colinas
rebaixadas em substrato cristalino. O cálculo aproximado da amplitude do relevo foi feito a partir
das cartas topográficas em 1:50.000 através do estabelecimento de uma rede aleatória de
leituras altimétricas em torno dos pontos de coleta.
COLÚVIOS
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LEGENDA, .
OflHf'JO MAIOR DE 200 METAOS
. PElEVOMENOR Df. 200 METAOS
Fig. 11 - Textura dos colúvios: correlações entre os diferentes parâmetros texturais. A. correlação entre os
valores do grão médio (Mz

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MONTE/RO, S/L VA, S/L VA, CARDOSO,ME/S 25
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o quartzo ~ feldspatos 8outroE
Fig. 12 - Composição mineralógica dos colúvios: histogramas com
percentuais de freqüência dos cristais de quartzo, feldspatos e
outros minerais.
Pela Figura 12 pode-se observar as distribuiçtles percentuais dos minerais leves nas
amostras estudadas. Sobressai uma tendência para o empobrecimento em cristais de feldspato
dentro dos diâmetros mais grosseiros. Esta tendência, já noticiada nos elúvios fortemente alta"ados,
parece ser ainda mais acentuada nos mantos coluviais.
. Para melhor quantificar o comportamento dos dois principais minerais ocorrentes - o
quartzo e o feldspato - plotou-se os vJllores da razão Q/F em função do diâmetro do grão (Fig.
13). A razão Q/F pode atingir índices muito altos, ocorrendo mesmo algumas amostras que,
totalmente desprovidas de feldspato na granulação de + I rJ (0,5 mm) não se prestaram a este
tipo de representação. Já na fração mais fina nota-se sensível enriquecimento em cristais de feldspato.
A disparidade entre os valores apresentados pelas duas granulações faz com que os
coeficientes de variação sejam, para a maioria das amostras, bastante elevados.
Torna-se aínda digna de nota a observação de que os mais altos teores de feldspato
(especialmente na fração mais grosseira) parecem corresponder aos depósitos coluviais considerados
como de idades relativamente recentes. Neles, ao que tudo indica, o intemperismo pósà!posicional
ainda pouco desenvolvido parece ter facilitado a preservação dos cristais de feld5patos.
Nos colúvios mais antigos (Pleistoceno Superior?) os cristais de feldspato já se encontram
parcialmente hidrolizados ou reduzidos a areias finas. Aparentemente, o intemperismo dos man-

26 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
tos coluviais tenderia a promover, como nos elúvios, a redução progressiva da granulometria dos
fragmentos de feldspato.
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Fig. 13 - Minerais leves nos colúvios: variação da razão
entre os teores em quartzo e feldspatos em
função do diâmetro do grão (1 + 1 e + 3

MONTE/RO, S/LVA S/LVACARDOSO, ME/S 27

------
28 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
IBssa a apresentar importância variável, podendo mesmo desaparecer nos colúvios.
Na análise dos minerais de argila dos materiais coluviais (Tab. 2) verificou-se uma
certa diversidade de argilo-minerais. Tal fato parece espelhar o caráter variável não somente da
itologia da rocha matriz, como também o seu grau de alteração quando movimentada assim
como o intemperismo pós-deposicional. Ressalta-se, porém, a presença relativamente constante
à! argilo-minerais do grupo da clorita, resultante da precipitação e recristalização dos elementos
liberados quando da alteração dos silicatos. Além da clorita, aparecem ora como argilo-minerais
Irincipais, ora secundários, as caulinitas, gibbsitas e ilitas.
TABELA 2
Quadro Interpretativo dos Resultados Obtidos Através da Difratometria Pelos Raios X e Análise
Diferencial (DTA) para as Partículas menores que + 8 cpnos Materiais do Colúvio.
IDENTIFICAÇÃO %DE SILTE E ARGILQ-MINERAL ARGILQ-MINERAL ARGILQ-MINERAL
DA AMOSTRA ARGILA PRINCIPAL SECUNDÁRIO ACESSÓRIO
RX31 71,70% Clorita Caulini ta -
RX32
RX33
26,00%
40.00
Gibbsita
Clorita
Clorita
Caulini ta
-
-
RX56 46.00 Gr. Caulinita Gibbsita -
RX57 32.00 Gr. Caulinita ilita -
RX59 18.95 Ilita Cam. Mistas de
Ilita-Clorita -
ALÚVIOS
Do ponto de vista textural os alúvios coletados tendem a superpor as características
dos modelos clássicos elaborados para os ambientes fluviais. Pela análise da Figura 15 percebese
que o comportamento dos parâmetros texturais apresenta-se bastante diversificado, refletindo
o modo e a energia do transporte (Friedman, 1961; Potter, 1967).
Para que se entenda os resultados texturais aqui reproduzidos é necessário, porém,

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Fig. 15 - Textura dos materiais aluviais: correlação entre os diferentes
parâmetros granulométricos. A correlação entre os diâmetros
médios (Mz

30 ANAIS DO XXVIlI CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
op.cit.; Friedman, po. cit.; Potter, op.cit.); entretanto, não parece existir um padrão típico de Assimetria
nos alúvios. Cumpre salientar ainda, que os mais baixos valores de Assimetria core~pondem
aos depósitos de canais que descem a Serra do Mar. Com a diminuição do diâmetro do material tendem
a aparecer as assimetrias positivas. Entretanto, nos depósitos muito finos, como era de se esperar,
as curvas passam a uma distribuição as simétrica negativa.
A curtosis é considerada, assim como o desvio padrão e a assimetria, como um dos
indicadores da ação seletiva do agente de transporte (Krumbein e Pettijohn, 1938). Pela Figura
15 E, verifica-se que nos materiais estudados ocorrem curvas mesocúrticas (20 amostras) ao lado
dJ lepto e muito leptocúrticas (20 amostras) e platicúrticas (13 amostras). Essa variação nos
valores de curtosis foi também observada por Pollack (1961) CJ.leobteve uma distribuição de 10
curvas leptocúrticas, 9 platicúrticas e uma mesocúrtica nos sedimentos de rio. Os altos valores
associados às Assimetrias (Fig. 15 F) evidenciam a ocorrência de curvas unimodais, nos depósitos
aluviais. A presença de curvas leptocúrticas e muito leptocúrticas relacionam-se ao
~arecimento de modas subsidiárias insuficientes, porém, à constituição de uma moda secundária
que leve a tornar equivalentes as frações grosseiras efinas (Folk e Ward, 1957; Cronan,
1972).
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LEGENDA o quartzo l::::sJ k feldspatos (Z"2J Na, ca feldspatos ~i:~!~.outlOS
Fig. 16 - Composição mineralógica dos alúvios: histogramas com percentuais de freqüência dos
cristais de quartzo, feldspatos e outros minerais.
Do ponto de vista mineralógico, as areias fluviais amostradas são constituídas principalmente
por cristais de quartzo e fe1dspato, aumentando a participação dos últimos nos
dâmetros de grão mais finos (Fig. 16). Também pode-se notar, pela análise da figura em questão,
que o crescimento dos teores em feldspatos nas areias finas se faz em grande parte, em
renefício dos K fe1dspatos. Por outro lado, verifica-se maior crescimento relativo em plagioclásios,
cujos teores médios chegam a duplicar com a diminuição do diâmetro do grão (Tab. 3).

MONTEIRO, SILVA, SILVA, CARDOSO, MEIS 31
DIÂMETRO DO GRÃo K FELDSP ATOS Na-CaFELDSPATOS RAZÃO K/Na-Ca
FELDSP ATOS
+ 1 q,(0,50 mm) 20,97 5,91 5,52
+3 q,(0,125 mm) 28,94 11,67 4,91
DIÂMETRO DO GRÃO QUARTZO FELDSPATO RAZÃO Q/F OUTROS
+ 1 q, (0,50 mm) 65,06 26,65 3,24 9,19
+3 q, (0,125 mm) 47,53 34,09 1,46 20,30
10,°1
TABELA 3
Teores Médios de K e Na-Ca - Feldspatos nos Aluvios
Tal observação confirma parcialmente os dadosde Hayes((1962),que mostraram uma tendência ao
enriquecimento em plagioclásios em detrimento dos K feldspatos nos alúvios de granulação mais fina.
Entretanto, os resultados aqui documentados diferenciam-se dos obtidos por este autor no que diz
respeito ao comportamento dos teores totais em feldspato: na área estudada por Hayes a participação
dos feldspatos manteve. se constante nas diferentes granulaç5es arenosas, enquanto que na Serra do
Mar os feldspatos tendem a apresentar percentuais mais elevados na granulação mais fina (Tab. 4).
TABELA 4
Constituição Mineralógica Média os Aluvios Estudados
Numa análise mais detalhada da variação da razão Q/F dos alúvios estudados (Fig.
17) nota.se que a maior parte das amostras apresenta ligeiro enriquecimento em feldspatos na
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32 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
granulação mais fina, o que vem a ser confirmado pelo índice médio de variação, cujo valor atinge
apenas + 0,09. Este comportamento apresentado pelos alúvios da Serra do Mar não parece,
entretanto, anômalo caso leve-se em consideração estar o mesmo em concordância com a tendência
geral apresentada pelos elúvios e colúvios da área. Anteriormente Pollack (1961) expicou este
aumento da freqüência relativa dos feldspatos em direção dos diãmetros de grão mais finos
cano relacionados à fragmentação dos cristais ao longo dos seus planos de clivagem, assim
como aos processos de intemperismo e abrasão operantes na área.
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TEOR EM FELDSPATO (~)
Fig. 18 - Alúvios: teores em feldspatos nos diâmetros de grão de + 1 e+ 3 mineral face ao intemperismo químico, reação ao transporte, peso específico e condições
dnãmicas do meio em se tratando de ambiente seletivo, etc. FoIk, 1968). Entretanto, algumas
tendências puderam ser delineadas e parecem individualizar os minerais pesados dos alúvios,
daqueles constituiQtes dos demais conjuntos estudados (Fig. 19). Em primeiro lugar deve-se
notar o flagrante enriquecimento (quantitativo) em minerais pesados na fração textural mais
fina. A sua freqüência, por vezes extremamente alta, é em grande parte responsável pela queda
d>s percentuais em quartzo observadas na Figura 16 para o diâmetro de + 3

MONTEIRO, S/L VA, S/L VA, CAROOSO, ME/S 33
se mais signilicativos nos grãos de diâmetro de + 3 cp .É fato comum ocorrerem combinações minera16gica1'
das mais heterogêneas nas quais predominam, de modo geral, os minerais de lD8Í8 alta estabilidade.
U."[fC)A
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Fig. 19 - Composição mineraJógica dos aJúvios: histogramas com os percentuais de freqüência dos
diferentes minerais pesados.
Enquanto os argilo-minerais dos elúvios e colúvios tendem a refletir com intensidade
as características da rocha matriz e condições microquímicas específicas de áreas localizadas, as
argilas dos alúvios são consideradas, em princípio, como aquelas que melhor podem docu:nentar
as tendências gerais do intemperismo dentro de áreas relativamente amplas e heterogêneas. Com
efeito, confirmando a literatura, nos resultados obtidos para as argilas dos alúvios passam a
sroressair como argilo-minerais característicos aqueles do grupo da caulinita. Secundariamente
ocorrem minerais do grupo da ilita e gibbsita (Tab. 5).
Tratando-se de alúvios muito recentes (idades inferiores a 2000 anos) acredita-se que
a constituição detectada esteja intimamente associada ao intemperismo na área fonte e pouco alo
tErada pelo intemperismo pós-deposicional.
TABELA 5
Quadro Interpretativo dos Resultados Obtidos Através da Difratometria dos Raios X e Análise
Térmica Diferencial (DT A) para as Partículas Menores que + 8 nos Materiais Aluviais
IDENTIFICAÇÃO ARGIL(}.MINERAL QUE ARGIL(}.MINERAL ARGIL(}.MINERAL
DA AMOSTRA CARACTERIZA A AMOSTRA SECUNDÁRIO ACESSÓRIO
RX 54 - DTA 40 Caulinita Gibbsita CM montm.-Ilita
RX55-DTA4I Caulinita Ilita CM montm.-haJoisita
RX 51 Caulinita Gibbsita -
RXS2 Caulinita - Gibbs!ta
RX58 Caulinita Ilita Gibbsita
li!

34 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CONCLUSOES
Os dados apresentados no presente trabalho sugerem que: a) ai eIúvios de rochas
graniticas e gnáissicas tendem a se empobrecer gradualmente em partículas de feldspato nos
diâmetros de grão mais grosseiros + I ~ ou 0,5 mm) com o avanço do intemperismo; b) concomitantemente,
a intensiticação do processo do intemperismo tende a provocar aumentos nos
toores de feldspato na fração arenosa mais fina (+ 31/) ou 0,125 mm) ; c) os elúvios mais fortemente
intemperizados parecem mostrar, ainda nos granitos e gnaisses, uma predominânáa de
argilo-minerais do grupo da caulinita; d) colúvios antigos apresentam composição mineralógica
que se assemelha, grosso modo, à dos elúvios fortemente alterados. Neles acentua-se signifimtivamente
o empobrecimento em cristais de feldspato nos diâmetros de grão grosseiros, pomndo
crescer os seus percentuais na granulação fina; e) os alúvios, de modo geral, apresentam
diversidade mineralógica maior: que a dos elúvios. Entretanto, não parecem existir padrões de
oomposição rígidos. As areias dos canais que descem a Serra do Mar apresentam, no seu conjunto,
teores relativamente altos em feldspato tanto nos diâmetros mais grosseiros como nos
finos.
A riqu.eza em feldspatos e minerais acessórios mostrada pelas areias fluviais tende a
individualizá-Ias dos elúvios em avançado grau de alteração assim como dos colúvios mais antigos.
Esta característica não pode, em principio, ser explicada pelas condições litolégicas
apresentadas pela área-fonte, pois a amostragem dos alúvios englobou bacias de drenagem de
substrato geológico altamente diversificado. A petrografia dos alúvios deve, por conseguinte, espelhar
com maior intensidade as condições morfodinâmicas regionais.
Teores altos em feldspato parecem indicar que os cursos d'água retrabalham não
apenas os materiais provenientes dos horizontes mais superficiais de solos muito lixiviados mas
transportam ainda, como carga de fundo, detritos advindos de faixas de intemperismo menos
avançado. Os indícios de uma ação erosiva intensa na encosta da Serra do Mar podem estar
relacionados a uma série de fatores tais como o desmatamento das vertentes, a existênáa de
altos gradientes assim como à distribuição das precipitações na região serrana.
Como é de conhecimento geral, o desmatamento tende a provocar uma aceleração do
}rOcesso erosivo, seja através da ativação do trabalho do escoamento superficial, seja facilitando
a ocorrência de movimentos de massa. Este fenômeno tende a ser intensificado face à existência
de fortes declives. A desnudação dos elúvios relativamente pouco espessos da área montanhosa
parece provocar frequentemente a exposição de faixas de alteração mais incipiente.
A avaliação do papel desempenhado pelos processos ligados ao escoamento das águas
superficiais e aos movimentos de massa dentro do trabalho erosivo é extremamente complexo e
difícil de ser atingida com os conhecimentos existentes. N umá primeira aproximação ao problema
procurou-se testar um índice de caráter climático, a distribuição das precipitações, como
àemento capaz de testemunhar a intensidade da energia atuante sobre as vertentes durante os
dias atuais.
Pela Figura 20 pode-se perceber que na encosta da serra os impulsos climáticos
médios, ou seja, aqueles de maior freqüência, apresentam valores sensivelmente mais elevados
d> que nas outras regiões fisiográficas estudadas. Admite-se que a morfodinâmica da área estivesse
em equilíbrio com tais condições de precipitações em épocas anteriores ao desmatamento.
Com a interferência humana, o limite crítico para o seu desencadeamento do processo erosivo
parece ter sido rebaixado. A desnudação das encostas pelo escoamento superficial pode, ac;sim,
ligar-se aos eventos de intensidade média. Os movimentos de massa, entretanto, associam-se
geralmente aos eventos de maior intensidade e amplo intervalo de recorrência. Na área urbanizada
da Guanabara, os deslizamentos tendem a se associar a totais de precipitações mensais
oostante altos e que apresentam-se com baixa freqüência (2%) ou seja, com altos intervalos de
recorrência. Tal associação dos movimentos de massa aos fenômenos climáticos excepci>nais
parece reproduzir-se na região serrana. Evidentemente, intervalos de recorrencia de cerca de 4
anos para os eventos catastróficos são relativamente baixos e parecem estar intimamente ligados
ao desequilíbrio provocado pela ação antrópica.
Concluindo, pode-se sugerir que os alúvios atuais na área em estudo representam o
retraballiamento dos detritos fornecidos pelos fenômenos climáticos de baixa intensidade mas
também tendem a refletir episódios climáticos de alta energia. A desnudação das encostas, no

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MONTE/RO, S/L VA S/L VA CARDOSO, ME/S 35
seu conjunto, parece estar sendo, entretanto, intensificada pela ação humana.
Fig. 20 -
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Distribuis:ão de freqüência dos totais mensais de precipitações (período 1941-1960). A. distribuição
de freqüencia acumulada dos valores mensais de precipitações. Cada curva corresponde à média
aritmética dos valores obtidos para as estações localizadas dentro da mesma área fisiográfica.
B. distribuição de freqüência simples dos totais de precipitações mensais nas estações situadas na
baixada da Guanabara. C. idem, para as estações da encosta atlântica da serra do Mar. D. idem, para
as estações do topo da serra. E. idem, para as estações situadas no reverso da Serra do Mar.
AGRADECIMENTOS
Os autores desejam expressar os seus agradecimentos para com os Profs. Baldomero
Gonzalez, do Museu Nacional, UFRJ; Lucy P. Gallego, Sergio Cabral e Joel G. Valença, do Instituto
de Geociências da UFRJ, pelo assessoramento e sugestões fornecidas ao presente trabalho.
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A GÊNESE DAS PLANÍCIES COSTEIRAS PAULISTAS
VICENTE JOSÉ FúLF ARO., KENITIRO SUGUIO.,
WALDIRLOPES PONÇANO..
ABSTRACT
The Slo Paulo State coastal plaina heve a otrOug slmi1arity in their .tratigraphic coIumn and thu. demon.tratiug
!' 8&IDe.
pological evolution. Geomotphologically tbey can be divided into', compartmenta tbe largut on88 beiug .ltuated south of Sai>~-BertIoira
area. To the north of this naturállimit only one compartment, Carsguatatuba, oa:1Íro M1lTOundedby rock. of the Crysta1line Baaement. The
.ame region is the Umit of two type. of coastline: a coast of emmeroion to the 80Uth end submersion to the north. Structuralline. are the
natural limita of paulistas coastal plsins such as the ltatins fault. at the north 01Cananéia . 19uape region. the Cuhatlo and Paranapmema
fault lines in the Santos. ltanheem . Perulbe area end the Camburu fault in the Caraguatatuba - coastal plain. A .trong Cenozoic fluviatile
erosion conditioned by thoee fault \ines a110wedthe ftnnation of the ~nt c tal plain ares. with the .ubeequent marins ingreeaians.
RESUMO
A. planicies co.teira. paulista. apresentam coluna. estratigr6fica. .imilares demonstrando uma evoluçlo geológica similar.
Geomorficamente 810 dividida. em compsrtimento., sendo 08 mais exten808 em área, localizado. 80 sul da regilo Santo. . Bertioga. Ao
norte deete limite natural somente um compartimento. o de Caraguatstuba, encontra-se embutido entre rache. do emba.amento cristalino.
E..e meamo limite .epara a costa paulista em uma área com carscterlstica. de emerslo ao sul e .ubmerolo ao norte. As áreas ocupadas pela.
planicie. coeteira. paulista. slo dominadas por fortes 1inhes estruturais como bS falhas de ltatins ao norte do Compartimento 19uape .
Canenéia, falha de Cubatlo limitando o Compartimento Santo. - ltanheem . Perulbe, o alinhsmento estrutural do Paranapanema ao norte
de Santo. e a falha do Camburu 00 Compartimento de Caraguatatuba. Ampla erosato fluvial durante o Cenozóico condicionada a es.es alinhamentos
estruturais propiciaram a formaçlo doe largo. anfiteatros hoje ocupado. pelas planicies costairas.
INTRODUçAO
O litoral paulista foi palco, no Quaternário, de diversos processos de sedimentação,
que lhes imprimiram feições locais, permitindo dividi-Io em seções ou compartimentos distintos
(Fig.1).
.IGIUSP
..IPT /SP
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o . 10 20 30 40
Fig. 1 -
K..
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50
Planícies costeiras
do Estado de Sao - Paulo mostrando ~ arte
controle estrutural.
.?
.
sÃo PaULO

FÚLFARO, SUGUIO, PONÇANO 39
Ao norte uma costa em que predominam pequenas enseadas e praias de bolso possui
características de uma costa de submersão, oom significativas diferenças tanto granulométricas
como mineral6gicas com a área sul (Fúlfaro e Coimbra, 1972 : 253-255). A enseada de Cara.
guatatuba, com mais de uma dezena de quilômetros de comprimento, constitui a maior extensão
de planície costeira com praia contínua dessa faixa.
A grande predominância de planícies costeiras paulistas situa-se na faixa ao sul da
á'ea Santos - Bertioga, tendo como representante mais setentrional a planície de Santos e, em
sentido S, as faixas sedimentares costeims de Santos - Peruíbe - Iguape, interrompidas ocasionalmente
por pontões do cristalino de idade pré.cambriana. De Iguape ao sul de Cananéia
encontra-se a maior das planícies costeiras paulistas, que ocupa o baixo vale do Rio Ribeira.
Nesta área, costas retilineas formadas predominantemente por cordões litorâneos progradantes
modelam a costa, sendo a sua granulometria um reflexo do retrabalhamento de sedimentos mais
antigos, também marinhos de idade cenozóica, pertencentes à Formação Cananéia (Suguio e
Petri, 1973).
A região de Santos - Bertioga, já mencionada, constitui um limite entre duas áreas
tE comportamento diverso quanto ao ambiente geral de sedimentação costeira. Ao norte da Ponta
da Boracéia, a única área significativa de planície costeira paulista é a de Caraguatatuba. Ao
sul desta ponta, mesmo onde as planícies são mais contínuas, acham-se separados por pequenos
pontões do embasamento cristalino. Manchas de rochas cristalinas do mesmo grupo, representando
possivelmente ilhas pretéritas próximas de uma antiga linha de costa, encontram-se dispersas
nessas planícies. A ilha de Santo Amaro, juntamente com a faixa de cristalino que vai de
Peruíbe à Praia do Una, são uns dos poucos acidentes a quebrar a homogeneidade de uma costa
tendendo a retilinidade.
Compartimento de Caraguatatuba
DESCRIÇÃO DAS PLANÍCIES COSTEIRAS
A planície de Caraguatatuba apresenta uma área total de cerca de 70 km2, pouco ultrapassado
o seu comprimento a uma dezena de km.
As características sedimentol6gicas das areias de suas praias, incluindo, granulometriae
mineralogia, foram estudadas por Freitas (1960) e Fulfaro e Coimbra (op. cit.). Segundo estes estudos
a fonte de sedimentos é predominantemente o embasamento cristalino, conforme atestam a hete.
rogeneidade de seus diâmetros médios (variando de 0,20 a 0,80 mm) e a composição de minerais pe.
sados.
Neste trecho, os processos de erosão e deposição seriam governados por uma corrente
paralela à costa, vinda do norte, com a linha de costa apresentando características de baías encurvadas
na forma da letra grega zeta segundo Fulfaro e Coimbra (op. cit.). Utilizando a classificação
geomorfol6gica de Cotton (1952), Freitas (op. cit.) caracteriza o litoral entre Caraguatatuba
e {]batuba como sendo do tipo transversal, em que as praias se dispõem transversal.
mmte à linha de costa. Embora tenha encontrado fortes evidências de progradação marinha,
através de seus estudos granulométricos, o que indicaria costa em emersão, o autor classificou a
ca;;ta estudada como sendo do tipo genético de submergência. Além disso, Freitas (op. cit.) teria
verificado, também por exames sedimentológicos, que há maior afogamento da costa entre
Caraguatatuba e Ubatuba, portanto ao norte, que no trecho entre São Sebastião e Caraguatatuba,
situado mais ao sul. A idéia reinante na época era de que teria havido um afogamento
wstático no Pleistoceno Médio e o atual ambiente seria de estabilidade tectônica. No entanto,
segundo se manifestou Silveira (1952), "a idéia de submersão parece chocar-se com numerosos
sinais de levantamento". Recentemente, com a definição dos grantEs traços tectônicos da área
(Fulfaro, 1974; Fulfaro e Ponçano, 1974) o afogamento eustático da área é explicado por rebaixamento
da costa neste trecho, conferindo-lhe as características atuais de submersão. As
características progradantes dos depósitos sedimentares atestam a juventude do evento.
Compartimento Santos' Itanhaem . Peruíbe
A planície que constitui este trecho da costa do Estado de SIo Paulo é bastante

40 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
ampla, ocupando uma área superior a 1000 km2. Esta planície chega a apresentar uma largura
máxima de mais de 30 km ao norte de Cubatio. Nessa região ocorrem praias com mais de 40
km de extensão.
No compartimento em questão Encontra-se toda uma variedade de formas geomorfà6gicas
que caracterizam uma zona costeira, tais como,. praias, largas zonas de dunas, mangues
e estuários, diferentemente dos demais compartimentos da costa paulista.
No trecho litorâneo que compreende a Baixada Santista, assim como acontece com os
outros compartimentos das planícies cóstl'Íras paulistas, as áreas de deposição quatemária,
inicialmente em forma de enseadas, avançam para o interior acompanhando pequenos vales
fluviais. Representam assoreamento, que ainda hoje se vem processando, das reentrâncias da
linha costeira, abrigadas entre promotórios, que da serrania costeira adentram o mar.
Exceto trabalhos de cunho geomorfológico (Ab'Saber, 1955, 1965; Almeida, 1964)
pouco tem sido, aparentemente, o interesse despertado pela região, para pesquisas geológicas
8p'Ofundadas. No estudo de FulfaroeCoimbra pp. cit.) amostras dessa região também foram
tratadas, notando-se uma diminuição do diâmetro médio das areias das praias dessa região Em
relação ao Compartimento de Caraguatatuba. Este fato fora constatado também por Freitas
(1951), ao estudar as areias da praia de Bertioga. A seleção das areias é também pior no litOral
norte e melhor ne~ compartimento.
Correntes paralelas à costa, vindas do SE, têm sido descritas e o diâmetro médio das
areias das praias decresce ligeiramente do sul para o norte. No entanto, não é possível utilizar-se
!UDente os resultados de análises granulométricas na interpretação desses fatos, desde que os
depósitos são constituídos de sedimentos retrabalhados, podendo ter herdado as características
da fonte, pouco refletindo as condições atuais de sedimentação. Devido às intensas flutuações de
pólos climáticos durante as glaciações quaternárias, influindo no padrão de circulação de ventos
responsáveis pelas correntes paralelas à costa, é sempre arriscado usarmos as caracteristicas impressas
nos sedimentos para analisarmos os padrões atuais da sedimentação.
Compartimento de Iguape -Cananéia
As planícies de Iguape -Cananéia representam a região de maior desenvolvimento da
S!dimentação costeira cenozóica no Estado de São Paulo. A sua área aproxima-se de 2.000 km2
e apresenta uma largura máxima de cerca de 23 km ao norte da foz do Ribeira de Iguape. Nessa
região encontram-se as mesmas 'feições morfológicas da área de Santos - Itanhaem - Peruíbe.
Por outro lado, caracteriza esta região a existência da Ilha Comprida e da Ilha de Cananéia, ambas
feições sedimentares de idade cenozóica, separando 2 canais principais que definem zonas
lagunares.
As caractensticas sedimentológicas dos depósitos deste trecho foram estudadas por
Fulfaro e Coimbra (op. cit.) e por Suguio e Petri (op. cit.: 1 - 20).
Nesta área mostra-se melhor desenvolvida a Formação Cananéia, que parece ter-se
constituído em principal fonte de sedimentos para as planícies costeiras paulistas ao sul da Ponta
da Boracéia, anteriormente mencionada. Além das antigas ilhas de rochas do embasamento
aistalino de idade pré-cambriana, são encontradas intrusões alcalinas do Morro do São João
(situado na Ilha de Cananéia) e Morrete (situado na Ilha Comprida), ambas com 80 m.a. de
idade.
CONTROLE ESTRUTURAL
A área de Caraguatatuba é uma ocorrência isolada em uma linha de costa atualmente
desfavorável ao desenvolvimento de planícies costeiras, sendo uma área isolada no meio de
rochas do embasamento cristalino. Ao sul, a separação dos compartimentos Santos - Itanhaem-
Peruíbe e Iguape - Cananéia é estabelecida pelo pontão de cristalino ao Sul de Peruíbe. Em uma
rosta que revela um levantamento contínuo e generalizado desde o fim do Cretáceo, concomitante
com o afundamento da Bacia de Santos (Miranda, 1972), portanto com evidentes características
tectônicas, é de se estranhar a localização das planícies costeiras em compartimentos
isolados (Fig. 1).
A explicação da localização destas planícies está justamente nas grandes estruturas

-----....-
FÚLFARO, SUGUIO, PONÇANO 41
t:ecoonicas que condicionaram a escultura por erosão a partir da rede fluvial. Estes eventos tornaram-se
mais claros a partir do conhecimento da estratigrafia dos sedimentos das planícies costeiras,
que revelaram na base depósitos conglomeráticos assoreando paleovales da antiga fase de
erosão fluvial, que assolou a área em um regime de nível de base diferente do atual. Essa se-
steriormente ocupados pelas ingressões marinhas do Quaternário que os assorearam, aumentando
a sua faixa por construção sucessiva de cordões arenosos durante a fase eustática negativa
seguinte.
Aparentemente a costa do Estado de São Paulo está, nos dias atuais, em franca
emergência, de maneira mais acentuada na região 19uape - Cananéia e com menor intensidade
na área de Caraguatatuba. Esta ascenção diferencial da linha de costa explicaria a característica
de submergência encontrada no litoral norte.
BIBLIOGRAFIA
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42 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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ESTUDO DAS TEND~NCIAS DE CIRCULAÇÃO
DAS ÁGUAS DE SUPERFÍCIE DA LAGOA DOS PATOS
REN ATO HERZ.
ABSTRACT
The coastal province of Rio Grande do Sul, BrazU, has a very complex hydrographical structure where Patos Lagoon is the largest
fresh water surfsce. Seasonal charsctsristics of the hydrological regime cause different contrast on the ERTS.I, and SKYLAB orbital imsges by the
suspended matter from which we can interpret the surface water distribuiUon pattem8. Morphological, meteorologicaJ andhydrological variable8
will be considered in each period 8imultaneou8ly with the 8atallite image8, in an sttampt to discover tbe circulation of surface waters inside the Iagoon.
The propo8al of a circulation model wUl contribute greatly to the underatanding of the Quaternary processes in the 80Uth BrazUian cosstal
region.
RESUMO
Interpretações preliminare8 de imagens orbitais pelo satélite ERTS.I e laboratório e8pacial SKYLAB demonstram grande
potencialidade no levantemento de eventos hidrográficos e oceanográficos estudados em escala regional.
Os primeiros resultados obtidos com a aplicaçAo de imagens multiespectrais, revelam a possibUidade de compreensão sinótica
de fatos dinâmicos através de análise8 repetitivas de imagensobtida8 80bre a costa do Rio Grande do Sul.
A proposiÇão de um modelo saronal de circulaçAo para as águas de SUperf'lCie de Laguna dos Patos e rona costeira, poderá
contribuir eficientemente nas interpretações dos processos atuais usando o material em suspensAo como traçador natural.
INTRODUÇÃO
O Brasil sul, em sua região costeira, é caracterizado por sedimentos recentes que justificam
fisiograficamente a Província Costeira do Rio Grande do Sul. Esta unidade geomorfológica
cobre uma área de 47.100 km2 distribuída por uma faixa alongada de largura média de 90
km no sentido NE-SO.
Complexo sistema hidrográfico abastece o sistema lagunar, drenando as vertentes de
noroeste, distribuídas por 198.672 km2 ladeando a planície costeira. As bacias fluviais que compõem
o sistema, contribuem cada qual, com diferentes descargas sólido-líquidas dando origem a
um intenso processo de mistura das diferentes concentrações sedimentares contidas pelas águas
das lagoas Mirim e dos Patos. Diferentes litologias, que compõem as bacias de captação, fornecem
contigentes sedimentares diferentes, transportados em suspensão pelas águas, em função
do produto originado de processos de intemperismo, bem como da variação sazonal dos níveis de
descarga dos referidos rios e do regime climático em cada bacia hidrográfica.
*INPE
--

44 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
As imagens orbitais produzidas durante 1973 pelo satélite ERTS-1 e estação espacial
SKILAB, permitem acompanhar o desenvolvimento desses processos, a partir de interpretação da
distribuiçio dos padrões de cinza em.düerentes contrastes sobre as imagens multiespectrais MSS e
SI90-A.
Interpretações elaboradas sobre imagens obtidas em diferentes passagens sobre a
região, permitem a observaçio do fato dinâmico que define o comportamento das águas lagunares
de superfície por sua tendência de circulação, considerando a distribuição dos ventos na
ocasião da tomada de cada imagem.
,
. o
.
COSTA SUL-BRASIL
o .
Fig. 1 - Detalhe da Carta Náutica n~ 90 (DHN) apresentando a Província Costeira do
Rio Grande do Sul.
MÉTODO DE ESTUDO
--~
I
+
I
--J
o estudo preliminar das imagens resultou no reconhecimento de padrões de cinza de
diferentes contmstes.
A partir do mapeamento dos bordos de convergência dos contrastes de cinza, relativos
ao material em suspensão em diversas concentrações, levado pelas águas, obteve-se algumas
cartas de distribuição. Considerando os ventos atuantes no instante da tomada das

----------
HERZ 45
imagens, procurou-se inferir as tendências da circulação associando modelos dinâmicos propostos
em trabalhos experimentais no campo da hidrodinâmica, procurando justificar a inferência do
sentido do fluxo pela análise da distribuição das formas mapeadas.
O resultado obtido da aplicação desse método pode ser observado nos esquemas
apresentados nas Figuras 2 e 3, ficando bastante evidenciadas a atuação do vento sobre as
águas de superfície bem como a importância dos débitos de descarga de alguns rios na distribuição
das tendências de circulação no interior da bacia lagunar.
As imagens multiespectrais utilizadas, foram obtidas nas faixas do laranja e vermelho,
produzindo mais detalhes com relação ao fato discutido, pois a capacidade de resolução
ffiPOCtraldas mesmas é excelente, discriminando diferentes concentrações sedimentares, de cores
amarelo e vermelho, como é o caso estudado. As cargas sólidas transportadas pelas águas
fluviais possuem quantidade e qualidade sedimentar bem distinta, que responde diferentemente
aos característicos da penetração da luz na água, segundo as propriedades de absorção, espalhamento
e reflexão sobre as partículas em suspensão. Isto permite que nas imagens estudadas o
pesquisador possa identificar por diferentes padrões de cinza, as diversas concentrações sólidas
distribuídas pelas águas no interior da Laguna dos Patos.
'11
Fig. 2 - Esquema de interpretação da imagem ERTS-1338-12475 obtida a 26 de
junho de 1973 e inclusa no mosaico geral em escala 1/1.000.000.
32°
,

46 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
IMAGENS
INTERPRETAÇÃO
As imagens consideradas nas interpretações visuais foram obtidas através de 2 sistemas
distintos aplicados ao estudo de recursos naturais. O satélite ERTS-1 e a estação espacial
SKYLAB produziram no ano de 1973 uma série de imagens que serviram de apoio para a constituição
de mosaicos fotográficos em escala de 1/1000000.
DATA ESPAÇONAVE SENSOR
26 JUN ERTS-l MSS
1 SET SKYLAB S190A
24 SET ERTS-l MSS
Os resultados de interpretação propondo uma circulação de superfície para as águas
m Laguna dos Patos, foram obtidos considerando algumas variáveis como distribuição geral dos
ventos, descargas fluviais e marés no momento da tomada da imagem; em cada caso, consirerando
a conjuntura das citadas variáveis provoca um sistema de distribuição de águas de
supemcie próprio de acordo com a atuação de cada uma. Além disso, a possibilidade de acompmhar
a região por observações de imagens repetitivas dá ao pesquisador a oportunidade de
concluir sob um global e sinótico aspecto, o comportamento regional de alguns fatos hidrodinimicos.
As primeiras comparações estabelecidas revelaram o fato de que ventos de inten-
!idade regular, abaixo de 5 nós, podem provocar uma circulação semelhante à apresentada na
Figura 3 onde as descargas fluviais assumem uma importância maior na manutenção de um sistema
de circulação.
Quando os ventos assumem intensidades maiores que 5 nós, aquela distribuição vai
se modificando, podendo chegar a uma distribuição diferente quando o cizalhamento arrasta as
águas no sentido em que sopra o vento. No mosaico que é composto de imagens de 24 de setembro
percebe-se o fato nitidamente; nesse caso o vento sopra de NE com 10 nós de intensidade
provocando um fluxo contínuo na distribuição das águas de supemcie arrastado de NE
para SW não se identificando mais a circulação celular proposta nas imagens de 26 de junho e 12 de
setembro.
LAGOA DOS PATOS
INTERPRETAÇÃO OA CIRCULAÇÃO OE 5UPERflCIE
SKYLAB .5ENSOR 5180A '5U RLZ.
Fig. 3 - Esquema de interpretação do mosaico elaborado com imagens da Estação Espacial SKYLAB obtidas
em 1~ de setembro de 1973.
A correlação dos esquemas de interpretação das imagens com a carta batimétrica nJl.
2140 da DHN do Ministério da Marinha, estabelece que a morfologia do fundo influi na circulação
proposta para situações de ventos normais de fraca intensidade. A margem noroeste da
---.-
-----.---

HERZ 47
laguna recebe fluxos de águas deslocados em vórtices de sentido horário desde a margem SE onde há
um fluxo que se move no sentido SW, ou seja, para a barra de Rio Grande. Possivelmente
a redução da velocidade no deslocamento dos v6rtices celulares provoca uma sedimentação, por
gravidade, do material sólido transportado pelas águas, contribuindo para um espt*!samento dos
repásitos naquela margem. A margem oposta (SE) mantém profundidades em tomo de 6 m,
tendendo à superfície num declive muito rápido por onde passam os fluxos d'água que alimentam
os vórtices, mantendo-se numa intensidade onde o transporte de material é intenso.
Futuros levantamentos de campo a serem realizados na área simultaneamente com a
passagem do satélite, deverão efetivar a proposição estabelecida pelas correlações extraídas de
alguns trabalhos parciais já existentes, no sentido de documentar e aperfeiçoar os resultados
preliminares apresentados nesta oportunidade.
... ,...
onorte
0,
.1 10'. ..
....-.........-
Fig. 4 - Carta Batimétrica da Lagoa dos Patos realizada a partir dos dados representados na
Carta Náutica n~ 2140 (DHN).
CONCLUSÃO
Das observações já realizadas, o que deve ser considerado é sobretudo, a capacidade
repetitiva e sinótica das informações. Em se tratando de um fato dinâmico, é evidente que a in-

48 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO Of GfOf.OGfA
terpretação sistemática das imagens representará a curto prazo o apoio efetivamente necessário
às pesquisas que eventualmente possam ser desenvolvidas na área de processos atuais sobre a
região.
A continuidade do trabalho de pesquisa proposto nesta oportunidade. enquadra-se no
desenvolvimento do Projeto Rio Grande do Sul de responsabilidade do Instituto de Pesquisas
Espaciais, através do Programa SERE, iniciado em maio de 1974 e programado para o biênio
1974-1975.
AMERICAN GEOLOGICAL INSTITUTE
logical Institute.
BIBLIOGRAFIA
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SEQUÊNCIAS DE ALTERAÇÃO NA REGIÃO
DA SERRA DO LIMOEIRO, SP
R. P. DIASFERREIRA*,J. P.QUEIROZNETO*
ABSTRACT
The surface materiaIs af Serra do Limoeiro region were interpreted considering the weathering sequence, and related to
regional landscape elements, mainly the topographic situation and the morphological and ansiytical characteristics of the corresponding soil
profiles,
The older materiais are represented by rernnants oflateritic crust situated on the summit of the Serra do Limoeiro, and were formed
probably during the Tertiary, The thick sandy sediment covering the Santo Inácio Plateau ia believed to be related to the N eogenic
surface (plio.Pleiatocenel. The surface deposits, corresponding to slope colluvial materiais, were tentatively dated as Pleistocene and Holocene,
on the basis of their topographic situation, the degree of evolution and their pedogenetic processes.
RESUMO
Pesquisas efetuadas sobre as formações superficiais na região da Serra do Limoeiro, pennitiram a interpretação em termos
de cronologia de alteração. relacionada com outros elementos da paisagem regional. sobretudo a posição ocupada. e as características moro
fológicas e ansiíticas dos perfis de solo correspondentes.
Os materiais mais antigos são representados por restos de couraças ferruginosas do reverso da Serra, cuja gênese remontaria
ao Terciário. Sedimentos arenosos espeasos do platõ do Santo Inácio estariam relacionados à superfície neogênica (Plio-Pleistoceno). As
outras formações superficiais, correspondentes a colúvios de vertentes, são tentativamente colocadas no Pleistoceno e Holoceno, em função
da posição que ocupam, grau de evolução e processos pedogenéticos responsáveis pela sua evolução.
INTRODUÇÃO
A Serra do Limoeiro, com sua ponta avançada da Barra Mansa, constitui pequena
parcela da chamada cuesta arenítlco-basáltica de Botucatu. Sua singularidade é representar, ao
rresmo tempo, a zona de contacto entre a Depressão Periférica e o Planalto Ocidental, e uma
parcela do divisor de águas do Tieté e Paranapanema.
Foi possível individualizar na região 3 compartimentos distintos, separados por escarpamentos
de importâncias diversas, e em situações altimétricas particulares.
Pesquisa financiada pela F APESP
°IG /USP

50 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A 500-600 m de altitude, sobre arenito Botucatu e siltitos Estrada Nova, a NE, a
porção drenada pelos rios do Peixe e Bonito.
O platô do Santo Inácio, a SW, entre 600-700 m, nível intermediário, separa-se do
anterior por frente escarpada de arenito Botucatu-Pirambóia, que domina a margem esquerda do
alto curso do Bonito.
O reverso da Serra do Limoeiro, a 900-1000 m de altitude, representa os restos da
&lperficie cimeira regional, sobre Bauru. Distingue-se na paisagem pelo seu front escarpado de
200 a 300 m de desnível, constituído por arenitos e basaltos na face sul e arenitos na leste.
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Fig.l-Corte esquemático mostrando os principais compartimentos com os solos correspondentes.
Essas 3 áreas representam ~tapas da própria evolução da paisagem (Dias Ferreira,
inédito). O topo da Serra do Limoeiro e do Morro do Bofete correspondem a restos da superfície
cimeira regional, relacionada à superfície das Cristas Médias de De Martonne (1940) ou pediliano
Pd3 de Bigarella e Mousinho (1965). Ela apresenta 2 níveis gerais, o mais elevado pósdeposição
cretácea superior e testemunhado por pequena chapada de arenito Bauru. O mais extenso
oorresponde às colinas de topo quase aplainado que circundam o vale do Rio Pardo.
A face sul da escarpa arenítico-basáltica da Serra apresenta patamares, alguns re.
lacionáveis a topos de morros isolados situados bem mais ao sul da área pesquisada (MOlTO
Alegre, da Fortaleza, Sarandi, etc.). Isso faz supor, para alguns, a possibilidade de constituirem
restos de extensa superfície aplainada (Pd2 de Bigarella e Mousinho), posterior à das Cristas
Médias. Já embutida nesta, corresponde à uma primeira etapa dos processos de formação da
Thpressão Periférica. Poderia estar relacionada à superfície intermediária definida por Christofoletti
e Queiroz Neto (1966) na região da Serra de Santana.
O platô do Santo lnácio representa uma fase de grande entalharnento da superfície de
cimeira com posterior expansão da Depressão Periférica, tendo sido elaborado posteriormente às
Cristas Médias. Seria também anterior à grande fase de pediplanação que "deixou os maiores
wstigios nas superfícies interplanálticas extensivas (= superfície de Rio Claro) que nivelaram os
cimos dos principais interflúvios da Depressão Periférica" (Penteado, 1974). Corresponderia à
superfície de Urucaia, definida nas proximidades da Serra de Santana por Penteado (1968), ou
superficie neogênica I.
Segue-se fase de entalhamento bem menos pronunciada que a anterior, já que a
pediplanação que sobrevem desenvolveu-se cerca de 40-50 m apenas abaixo da superfície do Santo
lnácio. Essa nova fase de pediplanação, que elabora a superfície interplanáltica de Rio Claro,
a mais extensamente representada hoje em dia no dizer de Penteado, e situada por este autor no
final do Neogeno, deixou testemunhos nos interflúvios do sistema Peixe-Bonito.
Após essa fase de plainação lateral, durante o Quartenário os processos de enta-
Ihamento fluvial, tanto no reverso como nas áreas pré-frontais, conferiram à paisagem seus aspectos
atuais. Os vales em V ou U, abertos ou fechados, com degraus escarpados ou vertentes
regularizadas, em patamares mais amplos a juzante, contendo baixos terraços ao longo das várzeas,
testemunham as ações erosivas, as pulsações climáticas e a resistência diferencial das
diferentes litologias.
Em nenhum ponto da área estudada foram encontrados indicios seguros de tectônica
rrnderna, e os elementos descritos não se mostram deslocados. Parece confirmar-se, assim, a observação
de Soares (1973) de que a evolução teria sido sobretudo erosiva, decorrente de: "um
movimento epirogenético positivo, muito lento, agindo em impulsos, e basculante para oeste".
~"LI
:J.l

FERREIRA, QUEIROZ NETO 51
Não produziria rupturas com movimentos em blocos, mas seria responsável pelas sucessivas
retomadas de erosão, seguidas de fases de plainação lateral, que teriam originado patamares das
mcbstas, os níveis de terraço e a própria várzea atual.
As pesquisas permitiram verificar que cada parcela apresenta formações superficiais e
9>los característicos, em diferentes estágios de alteração, e com propriedades pedogenéticos
variadas.
AS FORMAÇOES SUPERFICIAIS
Os trab~hos de reconhecimento de campo das formações superficiais foram efetuados
concomitantemente com os levantamentos geológico e geomorfológico (Dias Ferreira, inédito).
De inicio foram fotografias aéreas, que permitiram delimitar as ocorrências de sedmentos
arenosos muito espessos, não consolidados, que recobrem extensivamente o platô do
Santo Inácio e grande parte dos topos dos espigões do sistema Peixe-Bonito.
Foram também assinaladas as áreas de formações pouco espessas: face escarpada leste da
Serra do Limoeiro, algumas partes da face sul, correspondendo a afloramentos respectivamente de
Botucatu e Basalto. O mesmo com as vertentes mais íngremes do Peixe, Bonito e afluentes, onde
ocorrem degraus escalonados ocasionados por lentes mais argilosas em estratos plano-paralelos da
facies aquosa do Botucatu. Formações pouco espessas ocorrem também na ruptura de nível, escarpada,
das bordas do pequeno platô do Bauru, no topo da Serra.
As formações mais arenosas, de espessura intermediária, também puderam ser
mapeadas nessa fase, e ocorrem sobretudo nas vertentes de declividades médias do sistema
Peixe-Bonito. Correspondem com freqüência a encostas de colinas cujos topos apresentam formações
arenosas espessas.
Distinguiu-se também as áreas de formações superficiais mais argilosas, vermelho escuras,
de espessuras variáveis. Recobrindo praticamente todo o reverso da Serra, com exceçãJ
apenas de pequenas faixas mais arenosa, próxima à borda sul, aliás assinalada anteriormente
pela Comissão de Solos (1960). As correspondentes a materiais provenientes da alteração de
rochas básicas, com ou sem remanejamento posterior, são encontradas sobretudo na face sul da
Serra do Limoeiro.
O reconhecimento de campo e as descrições das formações superficiais obedeceu a
critérios empregados em levantamentos de solo (Instituto Agronômico, 1969). Foram identificados
os horizontes pedológicos com suas características, permitindo a definição do tipo de solo.
Conferiu-se especial importância à definição dos tipos de contacto com o substrato, a fim de assinalar
eventuais indícios de descontinuidade erosivas dos materiais de origem dos solos com as
brmações geológicas sotopostas, de acordo com os critérios propostos por Queiroz Neto (1973).
Foram coletadas amostras dos perfis mais representativos das formações superficiais,
a fim de caracterizá-Ias laboratorialmente. Foram efetuados análises granulométricas, com separação
da fração argila. Nesta foi efetuada identificação minera lógica por difração de raios
X, em aparelho Phillips Norelco, com tubo de cobre, da Seção de Pedologia do Instituto
Agronêmico de Campinas. Em alguns perfis foram feitas determinações das bases trocáveis,
hidrogênio e alumínio trocáveis, permitindo o cálculo da capacidade de troca de cátions e da
saturação em bases. As análises foram efetuadas pela Seção de Pedologia do Instituto Agrommico
de Campinas. Nas amostras foram ainda determinados os teores de carbono total e o
pH. A capacidade de troca específica das argilas foi calculada como indicou Queiroz Neto (1969) .
Os resultados das análises, bem como as principais caracteristicas morfológicas das
fonnações superficiais e tipos de solo correspondentes, acham-se representados nos Quadros 1 e
2.
A Figura 1 mostra a distribuição das diferentes formações superficiais e solos dos
diferentes compartimentos.
No reverso da Serra do Limoeiro aparece, extensivamente, material argiloso vermelho
escuro, espesso, recobrindo os topos e as vertentes das colinas. Sobre o pequeno platô do BaunI,
aparentam-se com Latossolos Roxo (LR, perfil 209), homogêneos morfologicamente, não tendo
sido possivel observar a espessura total.
Nas bordas do pequeno platô, sobretudo a leste, observa-se com freqüência a presen-

52 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Número e localização dos perfIS Espessura Tipo de contacto Tipo de solo
Observada
em
Reverso da Serra
207 -
208 -
209 -
Escarpa da Serra
29 -
206 -
210 -
Encosta abaixo do platô 110 não observado Latossolo Vermelho
do arenito Bauro Amarelo Húmico (LH)
Encosta, sotoposto à cou- 200 Alteração do Bauro
raça superior do platô do
Bauro
Topo do platô do Bauro 80 não observado Latossolo Roxo{Vermelho
Escuro (LR/LE)
Ombreira próxima ao topo 200 colúvio sobre Bronizem degradado.
paleossolo (Br)
Patamar intermediário 80 colúvio sobre Terra Roxa Estroturada/
120 paleossolo Latossolo Roxo (TE/LR)
Base do Patamu interme- 100 contacto de Terra Roxa Estroturada
diário alteração (7 ) (TE)
Platô do Santo lnácio
146 - Topo de colina 1000 não observado Regossolo Intergrade Latossolo
Vermelho Amarelo,
fase arenosa (R/LV a)
158 - Topo de colina 700 Sobre alteração Idem
Botucatu
160 - Topo de colina 200 não observado Idem
Colinas do Sistema Peixe-Bonito
218 - Topo de espigão, margem 1000 erosivo sobre Regossolo Intergrade Latosé1li'eínLdo
Bonito Botucatu altera- solo Vermelho Amarelo,
do fase arenosa (R/LV a)
219 -
Topo de espigão, margem 100 contacto de al- Podzólico Vermelho Amaredireita
do Bonito teração do Botu- 10,variação Laras (PVls)
catu
199 - Meia encosta, espigão 100 erosivo com Idem
Paraná-Sobradinho stone-line
220 -
QUADRO 1
Localização e características morfológicas principais dos perfis estudados.
Margem direita do Peixe, 170 contacto de alte- Podzólico Vermelho Amaremeia
encosta ração do Estrada 10, variação Piracicaba (PVp)
Nova
174 - Meia enc~ta, espigão 110 superposição Paleossolos Hidromórficos
Tanque-Agua Rasa, cabe- de colúvios
ceira de ravinamento
ça de couraças ferruginosas, muitas vezes de aspecto conglomerático. No topo de pequenas
oolinas, ao longo da estrada para Pardinho, foram encontrados verdadeiros depósitos de cascalho,
representados por fragmentos da canga epe provém das couraças.
----

FERREIRA, QUEIROZ NETO 53
Para o norte, as formações são semelhantes às do topo do platô do Bauru. Nas
lI"Oximidades de Pardinho, originam Latossolos Roxo, em perfis homogêneos até mais de 100 cm
de profundidade.
Para o sul, foi possível verificar a presença freqüente de descontinuidades erosivas,
sob a forma de linhas de pedras constituidas sobretudo por fragmentos da couraça, com alguns
seixos de quartzo. Nesta parcela foram encontrados perfis de Latossolos Vermelho ~marelo
Húmico (LH, perfil 207), com horizonte A escurecido e de espessura superior a 100 cm. Ainda
aqui foi observada pequena mancha de Latossolo Vermelho Amarelo, fase arenosa (LVa), que
parece ter-se originado de material proveniente da alteração do Bauru.
Formações superficiais provenientes da alteração de rochas básicas ocorrem na vertente
sul da Serra do Limoeiro. As menos espessas são encontradas nas partes de maior declive,
Jogo abaixo da escarpa. Apresentam-se geralmente como um colúvio muito grosseiro, heterométrico,constit1\.ído
só por fragmentos de basalto, recobrindo a rocha. Também nas encostas
00 Morro do Bofete ocorre material análogo. Apresentam uma matriz fina alterada e estão
sotopostos a um horizonte A pouco espesso. Os solos derivados foram definidos como litossolos.
Nas partes de menor declive as formações são mais espessas, mais alteradas,
apresentando perfis de solo desenvolvidos com horizonte B textura!. Morfologicamente aparmtam-se
aos Brunizems A vermelhados, constituindo-se em intergrades para Terra Roxa Estruturada
(Br, perfil 29). Repousam sobre colúvios grosseiros, constituídos de fragmentos de basalto
com capa de alteração e matriz intersticial com características morfológicas análogas às do
lDrizonte B. Em alguns locais foi possível observar a presença de paleossolos sob o colúvio.
N os patamares das vertentes da Serra foram encontradas formações superficiais es-
!Essas, sobre basalto, que geralmente aflora nas bordas. Essas formações constituem perfis de
solo com horizonte B textural, correspondentes às Terras Roxas Estruturadas (TE, perfil 210).
Foi possível observar a presença de horizonte B3 sob o B textural, com estrutura maciça, que
em alguns casos correspondem a paleossolos enterrados. A transição entre os horizontes é nítida
e abrupta, marcada também por vezes por fragmentos alinhados de carvão (TE/LR, perfil 206).
O platô do Santo lnácio é recoberto por formações superficiais cuja espessura nik>
raro ultrapassa 10 m (R/LVa, perfis 146, 158 e 160). São arenosas, extremamente homõgeneas
tanto em profundidade como lateralmente, e foram definidas como Regossolos Intergrades para
IBtossolos Vermelho Amarelo, fase arenosa. As pequenas variações granulo métricas encontradas
no interior dos perfis e ao longo das encostas foram interpretadas como decorrentes de processos
!Edológicos e erosivos (Queiroz Neto e Dias Ferreira, 1973).
As encostas do Rio Santo Inácio e de alguns dos afluentes apresentam, pouco acima
00 nível da várzea, uma pequena ruptura de declividade, onde foi observada a presença de
pequeno lençol de seixos de quartzo. Este foi interpretado como a parte basal da formação
El"enosa do Santo Inácio. Parece representar um pequeno depósito de origem fluvial e corresponde
a um contacto erosivo com o substrato. Fora dessa situação, o contacto com a formação subjacente,
Botucatu, faz-se de forma abrupta, passando da massa homogenea superior para o
arenito alterado, porém conservando sua estrutura original.
Sobre os topos mais extensos e mais aplainados dos espigões do vale do Peixe e
Bonito, ocorrem formações superficiais e solos semelhantes aos do Santo Inácio, porém apresentando
com freqüência, na base, uma linha de pedras constituidas por seixos às vezes decimétricos
de quartzo e quartzito, geodos de basalto recobertos por película ferruginosa (R/LVa, perfil
218) .
Nas vertentes de maior declive do sistema Peixe-Bonito, correspondendo às proximidades
das cabeceiras dos cursos d'água e à escarpa mais abrupta da face leste da Serra do
Limoeiro, o arenito Botucatu aflora com freqüÊncia. Os estratos lenticulares mais argilosos, mais
resistentes à erosão, formam pequenas saliências nas encostas. Entre os afloramentos há algum
material alterado e pedogeneisado, dando origem a Litossolos.
Nas vertentes de declividade média as formações são mais espessas e apresentam
com freqüência stone-lines separando indiferentemente os horizontes super(iciais dos inferiores.
São formados por material petrograficamente semelhante ao descrito para o dos topos das 00linas.
Essas linhas de seixos formam verdadeiras guirlandas nos perfis (Fig. 2), devido à ocorrência
das rupturas com afloramento de arenito, onde elas passam a aflorar. Os solos que aí
ooorrem apresentam horizonte B textural e foram definidos como Podzólicos Vermelho Amarelo,

54 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
variação Laras (PVls, perfil 199) .
Na margem direita dos rios Bonito e Peixe, sobretudo após as confluências, ocorrem
fcnnações pouco espessas, com caracteristicas de constituírem alteração in situ das formações
sedimentares sotopostas. Sobre o arenito Botucatu originam perfis de Podzólicos Vermelh>
Amarelo, variação Laras (PVls, perfil 219), análogos aos citados anteriormente, porém com
mosqueamento em profundidade indicando condições menos favoráveis de drenagem interna. Este
fato deve ser imputado à pequena espessura dos arenitos sobre os siltitos Estrada Nova,
menos permeáveis.
Sobre as alterações dos siltitos Estrada Nova, ocorrem perfis de Podzólicos Vermelho
Amarelo, variação Piracicaba. Apresentam grande variação textural entre os horizonte A e B, e
a natureza mais arenosa daquele permite pensar em contribuição pelo arenito, que anteriormente
ocupava posição mais elevada.
Nas vertentes arenosas da região drenada pelo Peixe e Bonito, são freqüentes os
ravinamentos com cabeceiras em alvéolos. Representam processos recentes, relacionados ao entalhamento
fluvial. Mostram formações arenosas, esbranquiçadas, contendo paleossolosenterrados,
com preservação total ou parcial dos horizontes A (perfil 174) . No perfil analisado, por
exemplo, o teor de carbono total que a 80-100 em de profundidade ainda é de 0,8%, passa a
1,9% no horizonte IIA1 enterrado.
NWnero Arsila Areia pH CTC V% CTC Fraçio argila: composiçlo
do fma me/ argila núneral6pca
perfrl
1001 me/I 00 1
" "
W7 65 W 4.5 7,6

FERREIRA, QUEIROZ NETO 55
mlculada com correção para o carbono. A saturação em bases permitiu inferir o maior ou menor
grau de lixiviação apresentado pelos perfis.
Dois materiais apenas são correlacionáveis à superfície de erosão: as couraças do topo
do platô da Serra do Limoeiro e os depósitos arenosos que capeiam o Santo lnácio e aparecEm
Em posições cimeiras nos espigões do sistema Peixe-Bonito.
As couraças representam processos de acumulação de ferro por migração lateral das
!Dluções, como proposto por Maignien (1958). Esses processos ocorreriam sobretudo em duas
posições: bordas de platô ou sopés de vertente. As observações não permitiram verificar a qual
reles poderiam se enquadrar os testemunhos encontrados. Porém, tanto num caso como noutro,
é forçoso admitir configuração totalmente diversa da atual, na época da sua formação.
Elas ocorrem em rupturas de declive, que representam a passagem da parte cimeira
dos espigões sobre arenito Bauru para as vertentes. Esses espigões separam atualmente o sistana
de drenagem do Rio Pardo dos pré-frontais, estando mais afastados da escarpa sul e
praticamente confundindo-se com a escarpa leste da Serra do Limoeiro,
Seria necessário imaginar maior continuidade para norte e noroeste da superficie
cimeira hoje sustentada por essescorpos ferruginosos. O Rio Pardo, por erosão remontante, destruiu
a maior parte dessa superfície naquela direção.
Nas faces hoje voltadas para as escarpas da Serra, a erosão remontante dos cursos
d'água do sistema Santo lnácio atacou a couraça, espalhando fragmentos encostas abaixo, sendo
encontrados hoje como material coluvial. Certos depósitos, no entanto, parecem testemunhar
lI'Ocessos de acumulação bastante antigos, talvez de natureza fluvial, também indícios de relevo
pretérito diverso do atual.
Essas razões levam a interpretar as couraças ferruginosas como contemporãneas da
presença de superfície de erosão extensa no tq>o da Serra, regionalmente a mais antiga e que
vários autores colocam no Terciário (Paleogeno)(Penteado, 1968, Queiroz Neto, op. cit.).
Os depósitos espessos do platô do Santo lnácio assemelham-se, pela granulometria,
estado de alteração e posição ocupada, com aqueles estudados por Queiroz Neto (op. cit.) na
superfície de Urucaia, na Bacia de Rio Claro.
A morfologia e o alto grau de seleção indicam como fonte fornecedora o arenito
Botucatu, havendo no entanto indícios de constituir material retrabalhado. A mineralogia da argila
indica constituir material bastante alterado, contendo somente caulinita acompanhada de alguma
gibbsita.
A ocorrência do mesmo tipo de material cape ando grande parte dos espigões laterais
do Rio do Peixe e até alguns da margem direita do Bonito, indica ter tido maior extensão da
superfície do Santo lnácio para leste e noroeste. Sua deposição aí só pode ser interpretada como
anterior ao entalhe do sistema Peixe-Bonito. e os depósitos acima citados permanecem como testEmunhos
daquela superfície, parcialmente destruida pela rede fluvial.
A superfície de Urucaia vem sendo definida como elaborada no Terciário Superior
(Neogeno), correspondendo à superfície interplanáltica mais antiga da Depressão Periférica (Penteado,
op. cit.). Pelas suas características, associamos o platô do Santo lnácio à essa superfície
pediplanaàa.
Ações erosivas mais recentes provocaram o coluvionamento desse material vertente
abaixo. Esse fato é observável em encostas de menor declividade, no vale do Peixe, a exemplo
00 que Nakashima (1973) obsavara para os sedimentos cenozóicos da área de Viracopos.
No próprio platô do Santo Inácio, a erosão fluvial mais recente descobriu muitas
vezes os sopés das vertentes, que são entalhadas em arenito Botucatu (Dias Ferreira, inédito).
Em alguns locais, no entanto, processos de coluvionamento dos materiais foram responsáveis pelo
seu arrastamento e colmatagem dos fundos de vales, conferindo-lhes forma em U ou em berço.
As outras formações superficiais correspondem ou a processos decoluvionamento das
vErtentes ou a alterações in situ do substrato. Seriam posteriores às ações morfogenéticas responsáveis
pelos extensos aplainamentos da região, e mesmo de algumas fases de pedimentação
Quatemária. pois encontram-se recobrindo vertentes elaboradas pelo entalhamento fluvial.
Foram interpretadas como colúvios pleistocênicos, alguns com maior certeza do
Pleistoceno Superior e/ou Holoceno. correspondentes aos últimos processos de erosão e pedogênese
que afetaram esta parte do Brasil Sudeste.
No reverso da Serra são encontrados os materiais mostrando estágio mais avançado

56 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
de alteração e perfis de solo geralmente intelpretados como os mais evoluidos. Um exemplo é o
Latossolo Vermelho Amarelo Húmico (p. 207), cuja fração argila contémcontingentesimportantes
de gI1>bsita junto à caulinita. O perfil 209, do topo do pequeno platô do Bauru, apresenta
características análogas.
A época em que ocorreram processos de coluvionamento, responsáveis pela deposição
desses materiais, é difícil de ser precisada. O estágio de alteração não é indicativo, já que aquelas
ações morfogenéticas poderiam ter-se processado a partir de materiais previamente alterados, tal
como Nakashima observou em Campinas (1973). Pela posição ocupada, parecem relacionados aos últimos
processos erosivos que atuaram nas vertentes, já no limite Pleistoceno- Holoceno.
A esses colúvios seguem-se em grau de alteração os que deram origem aos solos com
horizonte B textural, argilosos, dos patamares da SeITa do Limoeiro, face sul (perfis 210 e 206).
Os horizontes B texturais vem smdo interpretados como um processo de evolução
pedogenética mais recente que os B latossólicos (Queiroz Neto, op. cit.). No entanto, é difícil
ainda precisar a época em que se formamm. Pela posição ocupada, e devido ao fato que desa-
]Erecem na meia encosta ou terço inferior das vertentes, supõe-se serem anteriores à fase de entalhamento
mais recente, tal como fora intelpretado na área de Bragança Paulista por Queiroz
Neto e Castro (1974). O processo pedogenético que leva à formação do horizonte B textural seria
holocênico.
O perfil 206 mostra uma supetposição de colúvios, pelas características morfológicas
e alinhamento de fragmentos de carvão vegetal, confirmada pela variação sensível de saturaçoo
em bases. Ao primeiro material, cuja evolução pedológica formou um horizonte B latossólico,
houve superposição de outro, com características de alteração semelhantes, mas sobre o qual
formou-se um perfil com B textural. É sobretudo este que seria relacionável ao perfil 210, pois
ambos possuem características morfológicas e analíticas análogas.
Os colúvios nas vertentes dos rios do sistema Peixe-Bonito apresentam normahnente
perfis com horizonte B textural. A posiçã> irregular das linhas de pedras no interior dos perfis,
não separando sistematicamente horizontes definidos, constitui indicação de que a evolução
pedológica é posterior aos processos morfogenéticos que retrabalharam o material, já que atinge
todo o perfil. As análises confirmam essa intelpretação, pois acima e abaixo da stone-/ine as
características morfológicas, mineralógicas e analíticas são as mesmas.
A linha de pedra aparece hoje enterrada nas porções das vertentes localizadas entre 2
níveis de arenito com estratos mais argilosos e horizontais, e sobre estes é superficial (Fig. 2).
Teria se originado durante fase mais seca, possibiliatando o arrastamento do material mais fino, e
ficou aprisionado em verdadeira armadilha da vertente. O coluvionamento posterior, que tendeu a
regularizar a vertente, recobriu esse pavimento grosseiro com areias. Por outro lado, a stone-line
não exerceu nenhuma influência no processo de alteração e pedogênese, não afetou a circulação
cBS soluções, e a formação do perfil de solo processou-se acima e abaixo como um todo.
Perfil com stone line
Fades arenoso
F aCles . mais
.
argiloso
. Botucatu
}
Fig.2-Rcpresentação esquemática do perfil 199.
--

FERREIRA, QUEIROZ NETO 57
Esses colúvios são correlativos dos processos de entalhamento fluvial dos sistemas
Peixe e Bonito. Os resultados das análises de raios X e a capacidade de troca de cátions indicam
estágio de alteração menos avançado que os do Santo Inácio e que perfis similares estudados por
Queiroz Neto (op.cit.). Este autor situou-se no Pleistoceno Médio.
As condições de alteração, semelhantes nos 2 casos, permitem supor menor espaço de
tempo para o caso em foco neste trabalho. Adotando a proposição cronológica para os pavimentos
detríticos, de Ab'Saber (1969), estariam relacionados ao último episódio mais seco, que
afetou esta parcela do Brasil de Sudeste no limite Pleistoceno-Holoceno. Por estarem presos a
wrdadeiras armadilhas nas vertentes, podem apresentar maior estabilidade e sua gênese poderia
ser recuada.
Nessas vertentes são comuns cabeceiras de ravinamento em alvéolo, cujo interior
apresenta formações arenosas, geralmente sujeitas a processos de hidromorfia. O perfil 174 é um
ex:emplo e estaria relacionado à fase de retomada dos processos de entalhamento fluvial mais
recentes, do Holoceno. Apresentam-se como perfis pouco desenvolvidos, características de mdumorfia,
como mosqueamento ou colorações acinzentadas.
Nas escarpas da Serra do Limoeiro o perfil 29 representa material de vertente sobre
rochas básicas. As características morfológicas e analíticas indicam superposição de perfis, com
preservação pelo menos parcial de um horizonte A enterrado a 200 cm, onde o teor de carbom
total atinge 1%. Apresenta composição mineralógica com certa analogia ao do p. 199, tanto
qualitativamente como quantitativamente, bem como capacidade de troca de cátions da argila.
A maior saturação em bases ao longo do perfil indica processos de lixiviação menos intensos no
perfil 29.
QUADRO 3
Cronologia regional das formações superficiais e dos solos derivados
Cronologia relativa Posição regional Naureza do material
Características pedol6gicas
Holoceno Cabeceiras dos alvéolos
de ravinamentos
Pleistoceno Superior-
Holoceno (? )
Pleistoceno Superior
(?)
Colinas do sistema Peixe
e Bonito
(? ) Vertentes da escarpa
da Serra
(? ) Vertentes de colinas
dos sistemas Peixe- Bonito
Patamares de escarpa
da Serra
(1) Vertentes das colinas
do reverso da Serra
Terciário Superior, Neogeno,
Plio-Pleistoceno
Terciário Inferior (? )
Superfície do Santo
Inacio
Superfície cimeira
topo da Serra
Colúvios arenosos
Alterações in situ
Colúvios argilosos pouco
alterados, pouco espessos
Colúvios arenosos pouco
espessos, com linhas de
cascalho
Colúvios argilosos espessos
Colúvios argilosos com
stone-lines de fragmentos
tos de couraça
Depósitos arenosos espessos
homogeneos, friáveis
couraças ferruginosas
Solos Hidrom6rficos e Paleossolos enterrados
Podz6licos Vermelho Amarelo, variações Laras
e Piracicaba; mica, verrniculita, caulinita; Capacidade
de troca de cátions (CTC) = 20-4- mel
100 g de argila
Bronizem intergrade B textural ;caulinita,mica
e vermiculita; CTC = 25 me/l 00 g de argila
Podz6licos Vermelho Amarelo, variação Laras;
caulinita (gibbsita), mica, vermiculita; CTC =
25 me/lOO.g de argila.
Terra Roxa Estroturada, por vezes sobre Latossolo
Roxo; caulinita; CTC = 10 mel I00 g de
argila.
Latossolo Roxo, Latossolo Vermelho Escuro
orto; Latossolo Vermelho Amarelo Húmico;
caolinita e gibbsita; CTC = 5 mel I 00 g de argila.
Regossolos Intergrade Latossolo Vermelho Amarelo;caulinita,
gibbsita; CTC = 10me/lOOg
de argila
A comparação entre os 2 não é totalmente válida, pois o p. 29 formou-se a partir da
alteração de rochas básicas, que intemperizam-se mais rapidamente e intensamente que as
ácidas, nestas condições climáticas. Assim, é possível interpretar o perfil 29 como de origem
mais recente ou no máximo contemporãneo ao p. 199.
Os materiais de alteração in situ correspondem, em toda a área, apenas a pequenas
partes do arenito Botucatu e siltito Estrada Nova. A fração argila contem quantidades apreàáveis
de mica, provavelmente herdada do material de origem, acompanhada de vermiculita e
caulinita mal cristalizada. A capacidade de troca decátions é elevada, variando em função da
mUor ou menor quantidade de mica presente.

58 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Apresentam o menor grau de alteração. apesar da posição privilegiada que ocupam
tm tennos de drenagem (topo de colina) . A baixa permeabilidade do material (perfil 220) ou do
substrato imediatamente sotoposto (perfil 219). dificulta a passagem das soluções e justifica
uma evolução mais lenta.
Esses materiais foram interpretados como posteriores à última fase erosiva sobre as
vertentes. que teria retirado todo o material alterado previamente. A evolução teria se proce!sadonoHoloceno.
Os materiais menos evoluidos correspondem às partes de maior declive de toda a
região. mais intensamente sujeitas à erosão. Encontram-se neste caso os litossolos sobre Botucatu.
nas encostas mais íngremes e às vezes escarpadas que ladeiam os rios das bacias d>
F\illce e Bonito. São relacionados aos litossolos das escarpas da Serra do Limoeiro.
No Quadro 3 foram colocados os materiais com suas características pedológicas principais.
bem como a posição ocupada na paisagem. A tentativa de definição cronológica baseia-se
na interpretação de cada um. tal como relatada acima.
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ESTRATIGRAFIA DO QUATERNÃRIO CONTINENTAL
DO NORDESTE BRASILEIRO
J. M. MABESOONE*, JOSÉ LINS ROLIM*
ABSTRACT
The stratigraphic subdivision of the QuaterJUll'Y in NE Brazil is difficult due to the tropical climatic conditions which tend
to make obscure subtle differences in sedimentation and emaioo.
For the Early Pleistocene the lithostratigraphy of older periods has to be applied. In this way only one lithostratigraphy
unit is distinguished (Guararapes Formation and equivalente), correlative of the development of an extensive erosion and denudation surface
(Sertaneja Surface and equivalents).
On1y from the Riss/Illinoian glaciation on the consequences of the oscillations of the sea levei and the reduced climatic
changes may be noted, so that a geologic.climatic stratigraphy may be applied. The resulting phenomena are the fluvial terraces and the
pediments (erosion glacis) which can be dated with more certainty. The fossil remains of Pleistocene mammals are found in the oldest levei
of this phase.
RESUMO
A subdivisAo estratigráfica do Quaternário do Nordeste é dificultada pelas condições climáticas tropicais que tendem a obs.
curecer diferenças sutis na sedimentaçAo e erodo.
Para o Pleistoceno Inferior precisa-se aplicar a litoestratigrafia dos períodos mais antigos. Nestes termos, distingue-se
apenas uma unidade litosstratigráfica (FormaçAo Guararapes e equivalentes), correlativa do desenvolvimento de uma extensa plarúcie de
erosAo e denudaçAo (Superfície Sertaneja e equivalentes).
Apenas a partir da glaciaçAo Riss/Illinoian, sAo notáveis as conseqüências das oscilações do nível do mar e das reduzidas
mudanças climáticas, podendo-se aplicar uma estratigrafia geológico-climática. Os fenômenos resultantes sAo os terraços fluviais e os pedimentos
(glacis de erosAo), datáveis com bastente segurança. Os restos fósseis de mamíferos pleistocênícos sAo encontrados no nível mais
antigo desta fase.
INTRODUÇAO
A subdivisão estratigráfica do Quaternário é feita à base das mudanças climáticas
causadas pelas glaciações das latitudes altas. Mesmo o Código de Nomenclatura Estratigráfica
rocomenda para este período a utilização da unidade geológico-climática, baseada em glacial e
interglacial, estádio e interstadial(Krumbein e Sloss, 1963). Porém, em regiões intertropicais os
efeitos das glaciações são mal definidos, desde que os climas não mudaram, pelo menos para a
zona das florestas tropicais e equatoriais (Büdel, 1951). Apenas existem possibilidades de subo
divisões à base das oscilações do nível do mar, que aliás são melhor reronhecidas nas zonas
sitorâneas e sublitorâneas. N o interior do continente, a interpretação dos fenômenos fica bem
mais difícil.
*IGIUFPe

---
60 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
o Nordeste brasileiro, porém, ocupa lugar especial. Realmente, nota-se que nas zonas
de clima mais úmido, principalmente nas faixas litorâneas, os fenômenos quaternários são di.
ficilmente distinguíveis. Mas, o interior semi-árido dá algumas indicações sobre os acontecimentos,
desde que esta área sofreu oscilações climáticas mais pronunciadas. Os efeitos destes climas
mais ou menos rigorosos são, em vários casos, sensíveis também na faixa costeira, principalmente
pela deposição de certos sedimentos correlativos que ainda caracterizam sua origem
Isto nos permite atualmente dar um esboço da história geológica do Quaternário da
região, pela pesquisa integrada de todos os fenômenos presentes.
Euro&: ocidental Europa central Mediterrâneo Estados Unidos
olanda)
Subatlanticum
Subborea1 Dunkerquiano
Holoceno Atlanticum
Boreal
Préboreal FIandriano
PIeistoceno
MÉTODOS DE ESTUDO
Desde que Cailleux (1956) publicou um estudo sobre os conhecimentos do Quaternário,
seus problemas e seus métodos de estudo, tentamos aplicar esses conhecimentos também numa
região intertropical. Infelizmente, são poucos os métodos que restam, devido aos seguintes fatores:
(1) muito reduzido efeito de oscilações climáticas, (2) ambiente de oxidação não permitindo uma boa
fossilização, (3) falta de uma coluna estratigráfica, (4) falta de restos de culturas humanas determináveis,
(5) forte perturbação tectônica.
Desta maneira, nos restam apenas poucas opções. Em primeiro lugar, a dificuldade
em aplicar uma estratigrafia climática, nos levou a voltar para a estratigrafia litológica, utilizada
para épocas mais antigas. Em segundo lugar, dependemos muito da oscilações do nível do
mar, mesmo inferindo seus efeitos sobre áreas fora da sua influência direta. Finalmente, uma
comparação com áreas melhor conhecidas, com os mesmos problemas, ou seja, uma comparação
com os fenômenos presentes na região mediterrânea. Tricart e Cardoso da Silva (1968) mostraram,
neste sentido, o caminho a seguir. Mesmo comparações com o sul do Brasil e com a
~ão do Prata, não permitem uma base suficiente para tirar conclusões definitivas.
TABELA 1
Subdivisão cronogeológica do Quaternário, em várias regiões do mundo.
Weichseliano Würm Wisconsian
Eemiano Riss-Würm Ouljiano Sangamonian
Saaliano (Drenthiano) Riss lIIinoian
Neediano (Holsteiniano) Mindel-Riss Tirreniano Yarmouthian
EIsteriano ) Mindel Kansan
Cromeriano ) (Taxandriano) Günz-Mindel Milazziano Aftonian
Menapiano ) Günz Nebraskan
Waaliano Donau-Günz
Eburoniano ) Donau
Tigliano ) lceniano Biber-Donau ) Siciliano "Citronelle"
Prétigliano Biber )
Amsteliano
)
"ViIlafranchiano (Calabriano) Calabriano
* Considerado, por alguns autores, como pertencente ao PIioceno.
----..--

MABESOONE, ROLlM 61
COLUNA ESTRATIGRÃFICA
o primeiro problema consta da aceitação de uma coluna estratigráfica que serve aos
nossos objetivos. A Tabela 1 mostra a coluna cronogeológica para o Quatemário de várias re.
giões (Fairbridge, 1961; van Eysinga, 1970), de modo que permita uma comparação.
Durante o início do Quaternário,os primeiros frios glaciais e periglaciais atuaram
!Dbre uma paisagem plana, formada no fim doPlioceno (Bakker e Levelt, 1964; Cailleux, 1956).
Assim, produziram efeitos muito diferentes daqueles das últimas glaciações. Os jovens rios
periglaciais vagaram livremente sobre amplas planícies de erosão; as águas de degelo escorregaram
superficialmente sobre suaves escarpas. Não houve ainda grandes regressões eustáticas
mundiais, os rios não podiam escavar vales profundos. Supõe-se que a primeira regressão importante,
aconteceu junto com a glaciação Ganz = Nef!r.askan. Desta maneira, os efeitos desta regressão tardaram
muito a ser sentidos nos médios e altos cursos fluviais, por causa da
erosão regressiva. As primeiras glaciações eram entã"o muito superficiais, extensas em largura,
Enquanto as duas últimas (Riss e Würm) agiram na profundidade por terem encontrado já um
relevo premoldado, sendo por isso mais violentas. É óbvio que condições locais, como tectonismo
e vulcanismo, podiam ter causado modificações neste desenvolvimento.
Supõe-se, durante o Villafranchiano, um período seco até semi-árido nas latitudes altas.
Parece, assim que esta seca era talvez fria, parcialmente periglacial.
As observações feitas sobre latitudes altas tem as seguintes conseqüências para as
latitudes tropicais: durante o Pleistoceno Inferior, os períodos frios e quentes não produziram
quase mudanças nos trópicos. Apenas no Nordeste podia ter havido pequenas oscilações no clima
semi-árido do interior. Mas, nas zonas costeiras, não houve qualquer efeito, desde que a ausência
de regressões importantes não causou qualquer mudança nos vales fluviais.
Concluindo, a coluna estratigráfica para o período pré-Günz fica duvidosa e, em
muitas áreas, sem subdivisão.
FEN()MENOS NO NORDESTE
O Quatemário na região foi objeto de estudo nos últimos anos, mais por parte de esttrlo
geomorfológico do que geológico. Podemos mencionar os seguintes trabalhos: Andrade
(1955), Bigarella e Andrade (1965), Campos e Silva (1966), Tricart e Cardoso da Silva (1968),
IrOjeto RADAM (DNPM, 1973), MabesooneeRolim(1974),MabesooneeCastro(Í974).
à base do estudo do Quatemário numa região onde a fossilização é precária, pre.
domina necessariamente a geomorfologia. Assim, descrevemos primeiramente as feições do
relevo, interpretadas como de idade quatemária, com seus depósitos correlativos (Mabesoone e
Castro, 1974). Depois tentamos incorporar os dados paleontológicos dentro do esquema lito e
morfoestratigráfico estabelecido.
Conforme os estudos acima mencionados, a feição mais evidente do início do Quaternário
é a Superfície Sertaneja do interior da região e a equivalente Superfície dos Tabuleiros da
zona litorânea, segundo a nomenclatura proposta por Mabesoone e Castro (1974). Esta superfície
canposta encontra-se em cotas a partir de 40 m nos tabuleiros até uns 600 m no sopé de elemEntos
de um relevo anterior. Os sedimentos correlativos desta superfície são reunidos nas for-
IIIlções Jaicós (Bacia do Piauí-Maranhão), Moura (nos vales fluviais da região cristalina), Capim
Grosso (na região da Chapada Diamantina) e Guararapes (na faixa litorânea). Todas estas
unnades estratigráficas foram depositadas sob condições de clima semi-árido, por corridas de
lama ou de areia e por rios de clima seco (Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen, 1972). A causa
da elaboração desta superficie e a concomitante acumulação dos sedimentos correlativos foi
evidentemente, a ruptura do equilíbrio pelo abaulamento da anterior Superfície Sul-americana,
aproximadamente no fim do Plioceno (vide, por exemplo, DNPM, 1973).
Segundo já supuseram Bigarella e Andrade (1965), o desenvolvimento das superfícies
Sertaneja e dos Tabuleiros perdurou até a glaciação Günz = Nebraskan. Assim, o período da
plena elaboração ocupa justamente aquele dificilmente determinável período pré.Günz, o início
do Pleist,oceno. Realmente, as formações de sedimentos correlativos, principalmente a Formação
Guararapes, representam unidades litoestratigráficas e não climato-estratigráficas. Na fonnação

62 ANAIS DO XXV'" CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
desenvolveu-se uma capa de intemperismo, um solo laterítico, denominado de Intemperismo
Riacho Morno. Caso houver mais do que uma fase de glaciação superficial ou apenas fase fria,
os efeitos das mesmas não seriam notáveis nesta seqüência sedimentar. Porém, podemos supor
que os horizontes de cascalhos inhumados possam talvez representar as interrupções causadas
por essas fases frias iniciais (Biber e Donau). Estes horizontes ocorrem frequentemente nos perfís
da Formação Guararapes, em linhas que sugerem uma antiga superfície de afloramento ou
wna fase de não deposição. Para tal interpretação pode ser importante o fato da existência de
wna zona de intemperismo, com as mesmas caracteristicas do Imtemperismo Riacho Morno,
mas de espessura reduzida, logo abaixo deste horizonte de cascalho. No entanto, as distinções
são muito sutis e não permitem uma conclusão definitiva. Ficamos, assim, com a interpretação
gemi da Formação Guararapes ser uma unidade litoestratigráfica, depositada no início do PleislDeeno,
aproximadamente até a glaciação Günz = Nebraskan.
Depois da sedimentação das formações correlativas desta fase de aplainamento,
aparentemente houve uma reativação tectônica na faixa costeira, com o aprofundamento das
repressões falhadas ocupadas pelos principais rios da região (Jaguaribe, Potengi, Paraíba). O
material da capa do Intemperismo Riacho Morno foi erodido e redepositado como a Formação
Macaíba nestas depressões (Mabessone, Campos e Silva e Beurlen, 1972). Possivelmente, esta
ilse tectônica coincidiu com a glaciação Mindel = Kansan, dada a forte influência climática nos
depósitos. Além disso, a acumulação da unidade chegou quase até o nível da Superfície dos
Toouleiros, sugerindo que talvez esta superfície continuou a elaborar-se até nos tempos da
glaciação Mindel.
Na Formação Macaíba desenvolveu-se outro solo, também do tipo tropical, podendo
ser chamado de um podsol vermelho-amarelado, o qual foi denominado de Intemperismo potengi
(Mabesoone, Campos e Silva e Beurlen, 1972). O solo formou-se dentro desta formação e onde
ela fRIta, diretamente dentro do Intemperismo Riacho Morno.
Embutido na Superfície dos Tabuleiros, estendendo-se no interior também na Superfície
Sertaneja, encontra-se outro ciclo, polifásico, que não chegou a formar extensas planícies de
erosão. E representado nos vales fluviais por terraços, em dois níveis (15-16 e 7-8 m), que passam
no interior gradativamente em pedimentos, bem visíveis nos sopés do relevo antigo. O ciclo
foi denominado de Ciclo polifásico Paraguaçu (no sentido de King, 1956; vide Mabesoone e Castro,
1974) e suas fases: terraço superior e terraço médio, respectivamente. Os terraços são bem
desenvolvidos nos baixos cursos fluviais, ficando suas superfícies abaixo do nível de acumulação
da Formação Macaíba. Daí a conclusão de que estes terraços são mais jovens. De conformidade
rom os trabalhos acima citados, atribuimos oa terraço superior uma idade de Riss = Illinoian, e
00 terraço médio uma idade Würm = Visconsian.
A época pós -glacial fica ainda representada por várias feições em níveis topográficos
baixos. Existem principalmente os estuários e os terraços inferiores, de 2-3 m acima do atual
talvegue. Estes fenômenos recentes foram amplamente tratados por Mabesoone e Rolim (1974).
São menos notáveis no interior da região e mais na faixa costeira e na plataforma submersa.
Na Tabela 2 apresentamos o esquema estratigráfico acima explicado, com suas respectivas
unidades litológicas e supostas idades.
Notamos assim, que a subdivisão do Quaternário continental no Nordeste deve girar
em dois princípios. Para os períodos mais antigos devemos aplicar o mesmo sistema utilizado
para épocas pré-quaternárias, isto é, à base de litoestratigrafia. Apenas a partir da glaciação
Riss = Illinoian, podemos aplicar a estratigrafia baseada em unidades geológico-climáticas.
P ALEONTOLOGIA
são essencialmente importantes para a estratigrafia do Quaternário continental os
fá:;seis de mamíferos e dos moluscos de água doce, desde que o ambiente de oxidação noo permite
a sobrevivência de muitos restos vegetais, inclusive, pólens. Mas, a datação destes restos
fósseis encontrados é baseada mais na coluna estratigráfica inferida para a geologia e geomorfologia,
do que servindo de base para essa coluna. Possuimos atualmente bastante indícios para
juntar os dados paleontológicos e litológicos em uma só coluna, mas o estabelecimento desta
coluna depende muito de interpretações paleoecológicas e de conclusões sobre uma seqüência

MABESOONE, ROLIM 63
TABELA 2
Estratigrafia do Quatemário continental nordestino.
idade nível do mar Jitologia morfol0l!ia outros fenômenos
Recente Om várzeas atuais
Dunkerquiano
Flandriano
Würm Wisconsian
+ 2-m
fusão
60m
englaciação
Ouljiano/Sangamonian + 6-8 m
fusão
areias brancas
terraço 2 - 3 m
terraço 7 - 8 m
estuários
pedimento
estuários
Riss/lllinoian 80-90 m pedimento, depressão
periférica subJitorânea
englaciação
Tirreniano/Yarmouthian + 15-20 m
Mindel/Kansan
Milazziano/ Aftonian
( Günz/Nebraskan
(Siciliano
(Villafranchiano
terraço 15-16 m
Intemperismo Potengi
fase terraço médio
(Ciclo Paraguaçu)
fase terraço superior
(Ciclo Paraguaçu),
tanques e cacimbas com
mamíferos fósseis
Formação Macaíba continuação da forma. forte influência tectônica
ção Superfície Sertaneja
Formações Guararapes,
Capim
Grosso, Moura,
Jaicos
desenvolvimento da
Superfícies Sertaneja
e dos Tabuleiros
Intemperismo Riacho Morno?
lógica de eventos.
Os vertebrados, principalmente mamíferos são encontrados em cacimbas, tanques,
mvemas e pântanos. Campos e Silva (1966) publicou uma lista de espécies até então encontradas,
enquanto uma lista atualizada foi composta por Rolim (Mabesoone e Rolim, 1974). Essas
jazidas fossilíferas encontram-se em geral no equivalente do nível do terraço superior, no intaior,
isto é: num nível um tanto rebaixado em relação à Superfície Sertaneja (Ab'Sáber, 1969).
Em tais lugares eles aparecem geralmente nos fundos das cacimbas ou dos tanques, abaixo de
wna camada sedimentar de 3 a 4 m. As jazidas encontradas nas superfícies mais antigas, nunca
são mais profundas do que 1 m. Dado o caráter do sedimento, grosseiro nas jazidas em nível
mais baixo e fino naquelas em nível mais elevado, podemos supor que a maioria dessas jazidas
mta da mesma época, isto é, aproximadamente a idade do terraço superior (Riss = IIIinoian). A
fauna de grandes mamíferos conseguiu, assim, se espalhar sobre as áreas nordestinas no Interglacial
Mindel-Riss = Yarmouthian, sob condições climáticas de savana, retirando-se nas zonas
de tanques e cacimbas quando o clima com o início da glaciação Riss começou a ser muito mais
seco. Aliás, o clima desta glaciação devia ter sido bastante rigoroso, dada a formação dos inselbergs,
além de bastante duração (a mais longa glaciação). Aparentemente, a fauna' primitiva não
sobreviveu a este clima rigoroso da época.
Recentemente, Muniz e Ramirez (1971) descreveram gastrópodes fósseis encontrados em
tufos calcários, repositados a partir do material de dissolução dos calcários do embasamento cristalino.
Os gastrópodes são de idade quatemária, porém sem possibilidade de maior precisão. As
ocorrências descritas encontram-se em vales fluviais, no mesmo nível da Superfície Sertaneja ou do
terraço superior.
CONCLUSOES
O conhecimento do Quatemário no Nordeste é ainda muito reduzido. Estudos pormenorizados
não foram feitos, devido à falta de bastante dados de base. Porém, os trabalhos de
Tricart e Cardoso da Silva (1968), Mabesoone e Rolim (1974) e Mabesoone e Castro (1974) conseguiram
tirar o máximo de conclusões possíveis, com os dados existentes. Estes dados foram

64 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
colocados numa sequência lógica de eventos, principalmente baseados em mudanças climáticas e
oscilações do nível do mar. A Tabela 2 representa essa seqüência de eventos, esquema satisfaoorio
para o momento, aguardando ainda estudos sobre grande número de pormenores para
seu aperfeiçoamento. Também devem ser tomados em conta os fenômenos litorâneos e a situação
na plataforma submersa, que possam fornecer mais dados facilitando a interpretação dos fenômenos
no continente.
BIBLIOGRAFIA
AB'SABER, A. N. - 1969 - Participeção das superfícies aplainodas nas paisagens do Nordeste Brasileiro. Geomorfologla. São Paulo, 19: 1.38.
ANDRADE,G.O.. 1965- It ",: ooDtribulção para o _tudo aeomorfolóp,o da C08ta pemambucaDa. Recife, lmpr. 01. 84p.
BAKKER, J. P. & LEVELT. Th. W. M. . 1964 - An in quiry intu the probabilit)' 01 a pol)'climatic development 01 peneplains and pediments
(etcbplains) in Europe during the Senonian and tertiar)' period. PubUcatioDOdu Servlce de Ia Carte G"loJrique de Luxembourg,
Luxembourg, 14:27-75. .
BIGARELLA, J. J. & ANDRADE, G. O. . 1965 - Contribution to the stud)' of the Brazilian Quaternar)'. Special Publícation of tbe Geolop,aI
Soclet)' of Amerlca, New Yorl

FORMAÇOES SUPERFICIAIS E LATOSSOLO VERMELHO
AMARELO HÚMICO NA ÁREA DE BRAGANÇA PAULISTA,
ESTADO DE SÃO PAULO, BRASIL
JOSÉ PEREIRA DE QUEIROZ NETO* SELMA SIMOES DE CASTRO**
ABSTRACT
The reeearch carried out in Bragança Paulista region showed that the Humic ReeI Yellow Latosol preseots a complex soil .
profile.
Granulometric andmorpboscopic analysis,
formed in the different horizons of the soil profi1es.
total C detarmination and X.ray diffraction
.
ana1ysis of the clay fraction w..-e per.
material,
The results sbowed evidences
affected by pedogenetic processes.
that some horizons, especial1y
.
the humic an C horizons, cOll8ist of superimposed layer of drift
The relationship between the soils and the regional landscape aUow to consider it as originated from recent processes of
slope evolution that reworked older materiaIs.
RESUMO
A pesquisa efetuada na regiAo de Bragança Paulista permitiu mostrar que o Latosso1o Vermelho Amarelo Húmico cOll8titui
na realidade um perfil complexo. As análises granulométricas, a morfoscopia, carbono total e difrat

66 ÂNAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Mapa 1
fQ!ITL. COMiSSÃO DO SOLO (1960
)
4 .
MA~ ESQUEMATICO MOSTRAN_
DO A LOCALIZAÇÃO DO LA_
TOSSOLO VERMELHO AMARE_
LO HÓMICO NO ESTADO DE
SÁo PAULO
ESCALA
eo IDO 11IO
. . .
APitOXiMAQA
4'"
Ocorr'ncio em 238 k,J , 0,1 %
da o'r.o do Estado
Perfis semelhantes foram encontrados no Estado do Rio de JaneÍJ'o (Comissão de
Solos, 1958), em Minas Gerais na região sob influência do reservatório de Fumas (Comissão de
Solos, 1962), no vale do Rio Doce (DPFS, 1970)eno sul da Babia (EPFS, 1970).
A presença desses solos em região de clima tropical úmido com esta~ alternadas,
levanta de início, alguns problemas:
1) a espessura e conteúdo de carbono do horizoDte A não são relacionáveis ao clima atual.
2) não se apresentam de forma contínua, passando lateralmente a pedis cujOs horizontes A não
mostram essas características.
Observações feitas anteriormmte na área de Campinas (Carvalho et alii, 1968) e !tu
(QueÍJ'oz Neto e Modenesi, 1971), permitÚ'am verificar a presença de perfis de LH sempre em
topos de colinas relacionáveis à Superfície Neogênica de De Martonne (1940) e de Viracopos de
Ab'Saber (1969), desenvolvidos sobre materiais de cobertura de origem mal definida, que re.
ceberam as denominações genéricas de Sedimentos Neo-Cenozóicos ou Formações Superficiais de
topo de colina.
Alguns perfis estudados mostraram indícios de campo e laboratório de que se trata
de perfil. complexo, o espesso horizonte A representando sucessão de camadas superpostas ou
pileossolos.
Esta pesquisa teve como objetivo estudar as ocorrências de LH na região de Bragan-
Paulista,
9'
sua posição na paisagem
A área estudada acha-se
regional,
ao norte
seu material
do Município
de origem.
de Bragança Paulista (S 22°32'30" e
W 46°33'), no Estado de São Paulo (Mapa 1). Faz parte da bacia do Rio Jaguari, drenada por
seus duentes Araras e Curitibanos. Acha.se no domínio da Floresta Latifoliada Tropical
apresentando clima Cfa (Koppen), com 1368 mm de chuvas anuais e temperatura média anual de
19° ,4 C (Setzer, 1946). O relevo vai de ondulado a fortemente ondulado, chegando mesmo a
montanhoso com altitudes que variam de 700 a pouco mais de 900 m.
Abrange uma área de aproximadamente 70 km2 e tem como eixo central de referência
a Rodovia BR.146 (Bragança. Socorro) naalturadoskm90eUOaproximadamente.
22.
24.

QUEIROZ NETO, CASTRO 67
MATERIAL E MÉTODO
A carta base foi obtida por restituição sem controle de fotos aéreas na escala
1:25.000, do Levantamento Aerofotogramétrico do Estado de São Paulo, 1962, do Instituto
Agronômico de Campinas (Mapa 2).
Por foto interpretação foram levantados e mapeados os principais aspectos do relevo,
geologia e formações superficiais. Inicialmente foi feita a compartimentação ou separação de
áreas homogêneas, que foram estudadas em detalhe separadamente.
Os trabalhos de campo constaram do controle da fotointerpretação, de descrições de
formações superficiais (Fig. 1 e 2)e, perfis de solo obedeceram de modo geral aos critérios clássicos
(Sociedade Brasileira de Ciência do Solo, 1967), e da definição e correção da extensão e posição ocupadas.
Nesses trabalhos foi dada particular atenção ao Latossolo Vermelho Amarelo Húmico
(LH) , a fim de definir o mais corretamente possível suas características morfológicas, posição
em que aparece e áreas de ocorrência. Foram coletados dois perfis de LH.
Os outros solos presentes foram definidos apenas no campo, empregando os critérios
propostos pela Comissão de Solos (1960) .
As formações superficiais foram definidas pela cor, textura e estrutura. Sua distinção
ou diferenciação com o substrato rochoso que comumente acha-se alterado, foi feita. pela presença
de stone-lines, blocos ou seixos anormalmente esparsos e presença de paleossolos nos contactos.
As amostras coletadas sofreram análises granulométricas (pipeta de Robinson e
peneiramento), tendo sido separadas as frações argila « 0,002 mm) e areia (0,250 a 0,125 mm).
(Quadro 1 e 2, Fig. 3,4,5 e 6).
As frações argila foram analisadas por difração de raios X em aparelhos Phillips
Norelco da Secção de Pedologia do Instituto Agronômico de Campinas (Fig. 7).
As frações areia foram examinadas na lupa binocular, para definir a textura superficial
(Pettijohn, 1938) e arredondamento (Krumbein, 1941). Foi possível o reconhecimento
mineralógico sumário e a presença de nódulos argilosos resistentes aos tratamentos. (Quadro 3 e
4) .
Foi feita ainda a determinação do carbono total por combustão, em forno Varitemp e
aparelho Leco.
A carta representa o resumo das observações e algumas das interpretações propostas.
A legenda utilizada apresenta alguns símbolos extraídos de Tricart (1965), enquanto a
maior parte foi adaptada para o assunto e objetivos propostos (Mapa 2).
ASPECTOS GERAIS DA ÁREA.
A área estudada, segundo Almeida (1964), situa-se na Zona Cristalina do Norte da
Provín:ia Geomorfológica do Planalto Atlântico, como parte da extensa faixa de transição entre
as terras altas da Mantiqueira e a bacia sedimentar do Paraná.
O teto regional seria correlacionável a restos da superficie do Japi, segundo Almeida
(1964), que definiu o relevo como de gênese complexa, devido à erosão diferencial e cíc1ica, que
se seguiu o entalhe daquela superfície, originando níveis de erosão rebaixados locais.
Predominam granito-gnaisses pré-cambrianos apresentando indícios de tectônica acentuada
e intenso metamorfismo, sobretudo constatados pela presença de faixas catac1asadas, lentes
de anfibolitos concordantes com a xistosidade da rocha encaixante, etc.
São bastante evidentes as direções estruturais NE-SW e, secundariamente NN-SE,
marcadas pelos alinhamentos de cristas e pelo nítido controle estrutural sobre a rede de drenagem
que corresponde ao padrão dendrítrico retangular de grande angularidade em alguns
trechos. Reforça-se ainda a evidência do controle estrutural pelo paralelismo existentes entre os
citados alinhamentos de crista e entre os afluentes e suba fluentes do Rio Jaguari.
Foram encontrados depósitos sedimentares de estratificação, próximos ao vale do
ribeirão das Araras e do Rio Jaguari, de cores violáceas, alternada com cores vermelho-
-..-----

68 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
amareladas, constituídos por m~teriais síltico-arenosos, alguns sobre linha de seixos ou de canga
fragmentada.
FORMAÇÕES.SUPERFICIAIS E LATOSSOLO ~RMELHO AMARELO HlÍ41CO
BRAGANCA PAULISTA
ESCALA
.,IX> --
CARTA RANMTRlCA NÃO OOVTROlAOA FEITA CQ\I BASE EAf FOTOS AÉREAS
1: 25000 04 COOERTURA AEROfO~AAÉTRICA 00 ESTAOO DE SÁO PAULO,
1962, 00 INSTITUTO AGRONÓMlCO ELAlDlAOO PIJII SELMA SMás DE cc,TI!(L1971
AÇ.iO
DAS A'GUAS CORROTES
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I-~ ~"," /.
LEGENDA
.1$§>

QUEIROZ NETO, CASTRO 69
muito acidentado, com as maiores altitudes e declividades.
Os alinhamentos das mais altas cristas dessa parcela da área em estudo mostram
uma certa continuidade altimétrica, sendo sobrepujados aqui e ali por pequenos maciços, verdadeiros
restos de inselbergs. Esses alinhamentos foram interpretados como remanescentes de
superfície de erosão (nível 1).
Ao seu redor, pequenas ombreiras e restos muito inclinados de uma segunda superfície
de erosão (nível 2) são observados.
Ao longo dos rios Araras e Curitibanos observa-se a segunda área, nitidamente
rebaixada em relação à primeira. As declividades das vertentes são menos acentuadas (Foto 1) e
a configuração geral é de colinas alongadas de perfis policonvexos e topos longitudinalmente
aplainados (nível 3).
Neste compartimento foi possível distinguir, além do nível 3, dois outros embutidos
ao longo dos vales. O nível 4 é mais conspícuo tanto no Curitibanos quanto no Araras, sendo o
5 restrito a pequenas ombreiras rebaixadas, mascaradas por rampas de colúvio. Em um,ou outro
ponto foi possível distinguir níveis situados pouco acima das várzeas. possíveis baixos terraços
fluviaÍl.
Foto 1- Vista geral panorâmica tirada do Vale do Araras em direção ao Norte; à direita e à esquerda observe-se os níveis
1 e 2 e em primeiro plano um extenso nível 3 com Latossolo Vermelho Amarelo Húmico.
Acreditamos que os restos da Superfície Japi definidos por Almeida não são encontrados
na área pesquisada. O nível 1 representado tem certas analogias com aquele definido por
Modenesi (1971) na região de Itu, correspondente aos altos da Serra do Itaguá, e correlacionável
ao Pd2 de Bigarella et alii (1965).
O nível 2 constituiria apenas em testemunho de episódio de aplainamento no periodo

70 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
um canal pouco marcado.
A drenagem é pouco densa, pouco ramificada e os vales aparecem normalmente com
fundo chato e às vezes com meandros abandonados refletindo sedimentação mais intensa, formando
várzeas.
A área de relevo mais acidentado, correspondente aos maciços residuais, apresenta
formações superficiais menos espessas. São constituídos por material mais grosseiro, com
blocos, conferindo o aspecto corrugado das fotos aéreas. São freqüentes os afIoramentos de rocha
e os matacões.
Na base das cabeceiras de erosão, correspondendo aos sopés de vertentes, são comuns
os depósitos de talus, heterométricos, com blocos, seixos e material fino, visíveis nas
btografias aéreas.
As duas áreas de relevo mais colinoso ao longo do Curitibanos e Araras, apresentam
brmações superficiais mais espessas, com vários indícios de retrabalhamento. Apresentam na
base, no contacto com a rocha alterada in situ, linhas de pedras de contituição variada onde
predomina o quartzo, alternâncias de camadas de cor, textura e estrutura diversas muitas vezes
correspondendo a paleossolos (Fig. 1 e 2). A presença de blocos e pedras ou seixos esparsos na
massa alterada também foi tomada como indício da presença de material retrabalhado.
Nessa parcela da região em estudo foi possível distinguir os materiais de recobrimento
de topo e vertente. As formações de topo recobrem extensamente os testemunhos do nível 3,
eKtravasando em alguns casos para o nível 4. Sua espessura é maior, o contacto com o substrato
nem sempre visível por falta de afloramentos mais nítidos. A textura é normalmente argilosa,
mas ocorrem com freqüência pequenos seixos milimétricos. A passagem para a rocha, quando
observada, se faz ou por linha de seixos ou pelo aparecimento do substrato alterado, com veios
de quartzo, lentes de anfibolito e sinais de xistosidade.
O solo dominante sobre esse materiB.Ié o Latossolo Vermelho Amarelo Húmico (LH);,
ocorrendo subsidiariamente o Latossolo Amarelo Orto (LV), reconhecidos pelas características
propostas pela Comissão de Solos (1960) .
As diferenças fundamentais entre os dois solos dizem respeito à espessura e cor do
Horizonte A, e estrutura do B.
O horizonte A do LH alcança mais de 100 em de profundidade, com cores mais
Fig. l-Corte Esquemático do Perfil do Barranco do Km 100
da Rodovia BR-146 (Para Socorro).
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Fig. 2- Representação Esquemática do Barranco do km 95, na Rodovia BR-146.
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72 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
freqüentes bruna escura (7,5 YR 3/2 a 4/4) até 50 cm e bruna avennelhada (5 YR 4/4 a 4/8)
abaixo. O horizonte B apresenta coloração entre vermelho amarelado (5 YR 4/8 e 5/8) e vermelho
(2,5 YR 4/8) e estrutura maciça, que se desfaz em granular muito fina.
O LV apresenta horizonte A geralmente inferior a 50 cm, com coloração pouco mais
clara que o LH. As cores no B são análogas às dos perfis anteriores e esse horizonte apresentase
fracamente estruturado em blocos subangulares, que se desfazem em granular ou subangular
nnito fina. Num ponto observado foi verificada a presença de mica e cerosidade fraca e descontínua,
tendo sido considerado intergrade para Podzólico Vermelho Amarelo.
Nas vertentes as formações superficiais apresentam espessura variável, mas o substrato
é comumente visível nos barrancos das estradas. Sob o ponto de vista de textura e cor,
apresentam analogias com as formações de topo, sobretudo ao que correspondem ao LV. O contacto
com o substrato se faz sempre por descontinuidade erosiva, marcada por linhas de seiXos
(Fig. 1) e, às vezes presença de paleossolos enterrados. Somente em dois pontos não foram observados
os indícios de descontinuidade.
O perfil de solo corresponde morfologicamente a um Latossolo Vermelho Amarelo,
em geral mais raso que o anterior. Foram observados também perfis de Podzólico Vermelho
Amarelo Orto, num ponto da bacia do Araras, e também de intergrades.
A espessura do horizonte A varia de 20 a 50 cm e as cores mais freqüentes do B são
lruna (7,5 YR 4/4), vermelha amarelada (5 YR 4/8 e 5/8) e vermelha (2,5 YR 4/6), portanto
com maiores variações do que no topo. A textura é argilosa e homogênea e a estrutura fraca,
9lbangular .
LATOSSOLOVERMELHO AMARELO HúMICO
Foram descritos e coJetados dois perfis (62 e 114) oom as seguintes caracteristicas
morfológicas :
Perfil 62
Classificação: Latossolo Vermelho Amarelo Húmico.
Localização: Município de Bragança Paulista, próximo ao km 100 da Rodovia Bragança-Socorro.
Situação: Entrada para o Sítio das Araras, na passagem do nível 3 para o 4.
Relevo: Colinoso.
Cobertum Vegetal: Cerrado.
Drenagem: Bem drenado.
Horizontes:
0-25cm - An - seco: bruno escuro (7,5 YR 4/4); úmido: bruno escuro (7,5 YR 3/2), argilosa,
moderada granular grande a muito grande, ligeiramente dura, muito friável, ligeiramente
p.ástica, ligeiramente pegajosa, limite plano.
25-8Ocm - A12- seco: vermelho amarelado (5 YR 4/6); bruno avennelhado (5 YR 4/4), argilosa,
maciça que desfaz em moderada granular grande a muito grande, ligeiramente dura,
muito friável, ligeiramente plástica, ligeiramente pegajosa, limite plano.
80-12Ocm - A3- seco: bruno avermelhado escuro (5 YR 3/4); úmido: bruno avermelhado
escuro (5 YR 3/3), argilosa, estrutura como a anterior, consistência como a anterior, limite
plano.
120-150cm - B1- seco: vermelho amarelado (5 YR 4/8) ; úmido: vermelho escuro (2,5 YR
3/6), argilosa, estrutura como a anterior, dura, muito friável, ligeiramente plástica e ligeiramente
pegajosa, limite plano.
150-165+cm - B2 - seco: vermelho amarelado (5 YR 5/6); úmido: vermelho (2,5 YR 4/6),
argilosa, estrutura como a anterior, consistência como a anterior.
Perfil 114
Classificação: Latossolo Vermelho Amarelo Húmico.
Localização: Municipio Bragança Paulista, estrada Bragança-Socorro-km 95.
Situação: Barranco junto a estrada no topo do nível 3 (Fig. 2).
Relevo: Colinoso.
Drenagem: Bem drenado.
Cobertum Vegeta1: Cerrado.

-----
horizontes pH C Classes de tamanho em mm.
total
QUEIROZ NETO, CASTRO 73
Horizontes:
0-12cm - AU - seco e úmido: bruno escuro (7,5 YR 3/2), argilosa, maciça porosa que desfaz
em subangular pequena, solta, muito friável, limite ondulado, transição abrupta.
12-90cm- A12- seco: bruno escuro (7,5 YR 4/4); úmido: bruno avermelhado escuro .(5 YR
3/4), argilosa, maciça que se desfaz em muito fraca subangular, muito friável, limite plano,
transição difusa.
00-112cm - A31 - seco: bruno forte (5 YR 4/6); úmido: bruno avermelhado escuro (5 YR
3/4), textura, estrutura e consistência como a anterior, limite plano, transição gradual.
112.136cm - A32 - seco: vermelho amarelado (5 YR 4/8) ; úmido: bruno avermelhado (5 YR
4/4), textura, estrutura e consistência como a anterior,limite irregular, transição abrupta.
136.166cm - Bll - úmido: verIDi!lho amarelado (5 YR 5/8), argilosa, fraca subangular
grande que se desfaz em fraca, subangular média a pequena, macia, solta, limite irregular, transição
abrupta.
166-200cm - B12 - idem, argilosa, fraca subangúlar que se desfaz em granular pequena,
macia, solta, limite ondulado, transição clara.
200-280cm- B21- úmido: vermelho amarelado (5 YR 4,5/8), argilosa, estrutura como a
anterior, macia, friável, limite plano, transição difusa.
280.350cm - B22 - seco: vermelho (2,5 YR 5/8); úmido: vermelho amarelado (5 YR 4/8),
argilosa, estrutura e consistência como a anterior, limite plano transiçãodifusa.
350-452cm - B23 - seco e úmido: vermelho (2,5 YR 4/8) , argilosa, estrutura e consistência
como a anterior, limite irregular transição abrupta.
452-650cm - B3 - seco: vermelho (10 R 4/8), úmido: vermelho (10 R 4/6), argilosa, fraca,
subangular média, macia, friável, limite plano, transição clara.
ffiO.675cm- C1- seco: vermelho (2,5 YR 4/8); úmido: vermelho (10 R 4/6), argilosa com
cascalho, esqueleto pouco, pequeno, sem anotações de estrutura e consistência (dificuldade de
observação devido à textura), limite plano, transição clara.
675-710cm . C2 - seco: vermelho (2,5 YR 4/8) ; úmido: vermelho (10 YR 4/6), argilosa, esqueleto
como a anterior, limite ondulado, transição clara.
710 :t cm C3 - seco: vermelho claro (10 YR 6/8); úmido: vermelho (2,5 YR 4/6), textura e
esqueleto como a anterior.
O perfil 62 apresenta um subhorizonte A 12 ligeiramente mais claro do que o AlIe
A3' O carbono total do A12 é, também, ligeiramente menor do que do A3 (Quadro 1). Além dis.
so, os teores de carbono são ainda elevados no B1 e B2.
O horizonte A do perfil 114 mostra uma gradação progressiva de cor para mais claro.
Os resultados de C total indicam também diminuição em profundidade, mas os teores em
A12' A31 e
A32 são muito próximos. No B os teores diminuem mais nitidamente que no perfil 62 (Quadro 2) .
(Quadro 2).
A observação dos resultados da análise granulométrica (Quadro 1 e 2) dos horizontes
dos dois perfis mostra uma grande heterometria e baixo selecionamento. As porcentagens das
QUADRO I
Resultados do pH, carbono total e análise granulométrica do perfil 62.
2,00 2,00. 1,00. 0,50. 0,250. 0,125- 0,062- 0,031- 0,008- 0,002
1,00 0,50 0,250 0,125 0,062 0,031 0,008 0,002
% % % % % % % % % % %
Al1 2,70 2,1 3,1 11,1 8,6 6,4 3,8 3,5 9,5 9,4 42,8
A12 1,35 5,9 7,9 5,8 5,8 3,7 1,8 4,2 2,6 61,0
A3 1,45 5,9 7,7 6,3 6,7 4,9 2,3 6,6 4,2 53,3
B1 0,95 2,8 5,9 5,6 5,9 3,8 1,9 5,1 15,3 54,8
B2 0,81 2,9 6,2 6,0 6,1 3,7 1,9 5,5 13,7 54,1
~----
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74 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
classes de tamanho maiores que 0,002 mm (argila) variam pouco e sempre abaixo de 10 %.
As curvas poligonais de freqüência (Fig. 3 e 4) Irostram claramente que essas classes
de tamanho distinguem-se pouco umas das outras.
Há no entanto diferenças de detalhe tanto entre os perfis como entre os horizontes de
cada pedil. No perfil 62 a granulometria tende a tornar-se mais fina em profundidade, COIro indicam
as porcentagens acumuladas até a classe 0,0031-0,008 mm. O teor máximo de argila foi
encontrado no A12 (que possui maior teor de C), e a partir do A3 torna-se constante.
No perfil 114, parecem ocorrer fenômenos diversos. As porcentagens acumuladas até
a classe 0,0031-0,008 mm mostram pequenas oscilações até o Bll em torno de 40%. Diminuem
logo abaixo (B12) e a partir daí aumentam por etapas (35% -42%) até 50% no C.
QUADRO 2
Resultados do pH, carbono total e análise granulométrica do perfil 114.
horizontes pH C Classes de tamanho em mm.
2,00 2,00- 1,00- 0,50- 0,250- 0,125- 0,062- 0,031. 0,00'8- 0,002
1,00 0,50 0,250 0,125 0,062 0,031 0,008 0,002
% % % % % % % % % % %
AI1 3,85 0,5 5,5 9,1 7,8 7,2 4,2 3,1 7,7 11,0 42,1
A12 1,42 1,7 3,8 8,0 6,4 5,9 4,0 3,0 5,8 4,6 57,1
A31 1,38 1,0 4,4 8,7 6,9 6,5 5,4 2,4 5,6 2,5 55,2
A32 1,20 1,0 4,4 7,7 6,2 7,0 3,8 2,4 7,2 4,0 57,0
811 0,82 5,1 6,9 9,4 5,3 5,5 3,5 2,1 3,8 4,9 54,5
8\2 0,56 3,8 4,8 7,1 5,5 5,1 3,5 2,3 3,4 3,2 61,0
821 0,56 2,5 4,5 7,4 5,8 4,4 3,2 2,2 4,3 7,8 59,6
822 0,30 2,7 5,3 7,9 4,7 4,7 3,6 3,3 9,9 6,5 51,1
823 0,42 1,9 5,9 7,4 4,9 4,8 3,0 3,0 10,0 6,9 52,2
83 0,42 2,8 5,9 7,3 4,8 4,4 3,2 2,7 11,2 7,7 51,0
CI 0,1I 6,0 4,0 7,9 4,4 4,6 4,5 5,0 l3,1 10,0 41,5
C2 0,06 7,4 4,9 8,7 6,4 6,0 4,3 2,9 10,3 11,7 40,7
C3 0,07 4,6 5,7 7,6 6,2 6,2 4,9 4,2 9,7 10,8 42,9
Um primeiro máximo de argila ocorre no A12' como no perfil 62, e um segundo no
B12. Tanto a partir do primeiro como do segundo máximo, as porcentagens diminuem em
profundidade, atingindo os menores valores no C.
Não levando em conta a argila, no perfil 62, a maior concentração ocorre na classe
1,00-0,500 mm no horizonte A, ao passo que no B é na 0,008-0,002 mm. O All apresenta quantidade
significativa de grãos maiores que 2 mm, o que não ocorre nos outros horizontes.

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QUEIROZ NETO, CASTRO
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Fig. 4 - Polígonos de freqüência do Perfil 114.
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76 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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78 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
0,002 em profundidade.
Ao contrário do P62, tendem a tornar-se mais grosseiro em profundidade como indicam
o aumento das frações superiores a 1-0,5 mm e diminuição da argila.
Examinando os resultados e as curvas acumulativas (Fig. 6 e 7), é possível agrupar as
amostras:
- All' A12' A31 e A32' com pequena participação de fração 2,00 mm, teor de argila 55%.
- Bll com mais de 5% na fração 2 mm e contendo mais areia (0,031 mm) que todas as outras,
com exceção dos horizontes C.
- B12' B21, B22' B23 e BS com maior
com menos areia (2-0,031 mm).
quantidade de fração 2 mm que no horizonte A, porém
- C1, C2 e C3 contendo as maiores porcentagens de fração 2 mm, nitidamente mais arenosas e
menos argilosas que as outras.
Os Quadros 3 e 4 mostram situações análogas para os dois perfis. As classes de
arredondamento dominantes são 2 e 3, aparecendo secundariamente 1 ou 4. De modo geral, os
horizontes superficiais mostram menor índice de arredondamento. No perfil 114 os horizontes B
chegam a apresentar grãos na classe 6, ao passo que A e C praticamente não ultrapassam a
classe 4.
QUADRO 3
Resultados das análises morfoscópicas nas frações 0,500-0,250 e 0,250-0,125 mm
dos diferentes horizontes do perfil 62.
Horizon- Frações Textura Superficial Classes de arredondamento
tes
LF LB RF RB I 2 3 4 5 6
% % % % % % % % % %
AlI 0,250 15 4 81 44 23 33
0,125 2 6 2 90 32 32 34 2
Ferrugi-
nização
A}2 0,250 10 10 80 30 20 40 8 2 74
0,125 II 7 26 54 10 28 36 24 2 16
A3 0,250 15 38 38 9 19 38 40 3
0,125 10 76 24 10 18 58 14 20
B1 0,250 5 47 46 2 5 44 46 5
0,125 17 64 12 7 5 55 40
B2 0,250 22 70 16 10 40 26 4 18
0,125 22 6 70 17 37 44 2
O perfil 114 mostra dominância de grãos rugosos brilhantes até o B12 e mais brilhantes
abaixo, sendo estas praticamente as duas classes de textura superficial que ocorrem. No
perfil 62 dominam geralmente as rugosas brilhantes, constituindo exceção os horizontes A3 e
Bl' com participação significativa de rugoso fosco.
A partir do A31' até o B3, os grãos do perfil 114 apresentam elevado indice de reconhecimento
por película ferruginosa.
Os horizontes C, ao contrário, praticamente não mostram esse aspecto, No perfil 62,

QUEIROZNETO. CASTRO
QUADRO 4
Resultados das análises morfoscópicas nas frações 0,500-0,250 e 0,250-0,125mm
dos diferentes horizontes do perfd 114.
Horizon. Frações Textura Superficial Classesde arredondamento F~rru.f
tes rnzaçao
LF LI RF RB 1 2 3 4 5 6
% % % % % % % % % %
A11 0,250 40 14 46 5 41 54
0,125 2 39 19 40 5 49 46
A12 0,250 14 5 81 27 49 24
0,125 11 5 84 16 39 41 4
A31 0,250 12 80 10 14 40 26 8 2 54
0,125 56 44 30 6 44 10 6 38
\
A32 0,250 4 6 90 6 10 58 24 64
0,125 40 10 50 50 18 26 6 6 42
811 0,250 24 14 58 16 24 30 14 8 54
0,125 2 36 8 54 22 26 28 12 8 4 48
B12 0,250 2 22 10 66 8 40 34 12 6 46
0,125 34 8 58 24 42 20 24 44
821 0,250 6 64 6 20 14 28 26 24 6 60
0,125 66 4 30 60 26 6 2 2 60
~2 0,250 38 2 60 12 42 24 6 6 2 56
0,125 58 2 40 2 34 16 6 12 8 48
823 0,250 60 2 38 4 42 34 6 10 2 40
0,125 12 74 12 2 4 30 56 19
~0,250 2 50 2 46 8 36 12 14 8 4 58
0,125 2 90 2 6 24 34 12 22 6 28
C1 0,250 6 82 12 40 26 26 8 6
0,125 96 4 22 46 12 10 4 4
C2 0,250 94 6 6 42 38 4 10 2
0,125 4 90 6 40 26 16 10 8
C3 0,250 2 18 20 60 18 38 30 14
0,125 6 6 88 25 42 21 12
79

80 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
somente o A 12 apresenta elevada participação de grãos com película ferruginosa, sobretudo nas
frações de menor tamanho.
Uma contagem sumária de nódulos argilosos presentes, indicaram uma quase ausência
no perfil 62, ao passo que no perfil 114 aparecem em quantidade significativa do A11 até o B11'
diminuindo bastante a seguir. Esse aspecto também foi observado pela Comissão de Solos
(1960), mostrando que as técnicas empregadas na análise granulométrica não conseguiram determinar
a totalidade da argila, restando uma parcela nesses agregados estáveis. Trabalho recente
de Pedro, et alii (1971) mostrou que na terra roxa estruturada ocorreriam duas formas de argila,
uma facilmente mobilizável e detectável na análise e outra fortemente retida ou agregada,
causadora do aparecimento desses nódulos ou pseudo-sables.
Finalmente, a análise da fração argila dos horizontes de cada perfil, por difração dos
Iaios X, mostrou composição bastante constante nos horizontes A e B (Fig. 8). Foi possível
identificar a presença de caulinita, gibbsita e goetita-hematita, com pequenas variações sobretudo
reflexões mais marcadas na base (B3) do perfil 114.
Nos horizontes C do perfil 114 só ocorrem caulinita e goetita-hematita. Os picos correspondentes
à caulinita mostram-se sempre nítidos, denotando maior grau de cristalinidade
ou partículas de maior tamanho e mais facilmente orientáveis nas lâminas.
OONSIDERAÇOES FINAIS
As variações dos teores de carbono total não decorrem de prOCE!!SOSpedológicos
ples: no perfil 62 há inicialmente diminuição (A 11-A 12) e depois ligeiro aumento (A3) .
sim-
A quase identidade dos teores de C nos horizontes superficiais do perfil 114 também
I1Dstram fenômenos análogos.
Os perfis analisados pela Comissão de Solos (1960) também apresentam teores de C
muito
tagens
semelhantes,
de carbono
abaixo do A11' mostrando variações aleatórias. Em todos eles, as porcen-
são sempre superiores a 1 % no A, diminuindo no B progressivamente.
Perfis que sofrem lixiviação ou podzolização podem apresentar aumentos do teor de
carbono no topo do horizonte B, em relação ao A2; no Estado de São Paulo (Comissão de Solos,
1960), os solos com B textural: Podzólicos Vermelho Amarelo variação Laras, Solos Podzolizados
com cascalho e solos Podzolizados de Lins e Marilia. Neles, a possibilidade de migmção é
indicada pela nítida variação textural A/B e presença de cerosidade no B (ligação argila-humus),
cs teores de Fe203 aumentam também sensivelmente no mesmo sentido (lígação ferro-humus).
Além disso, apresentam sempre horizonte A2 e teores de carbono inferiores a 0,5% no B.
Os podzois hidromórficos também apresentam esse aspecto, porém são caracterizados
pelo A2 quase branco e variações nítidas dos teores de ferro (ligação ferro-humus), indicando
processos de migração.
Nos solos com horizonte B latossólico, como o P6~ e P1l4, não se registram process>s
de migração de argila, nem presença de horizontes A2 e B textural com cerosidade. Por
outro lado, os teores de ferro mostram-se constantes nos horizontes A, mostrando apenas ligeiro
aumento no B (Comissão de Solos, 1960). Os resultados das análisE!! de raios X dos perfis aqui
descritos confirmaram parcialmente aqueles.
° aumento de teor de argila que se observa entre A11 e A12 não é acompanhado de
indícios morfológicos de migração. Além disso, há oscilações desses teores em profundidade que
também não podem ser interpretados como resultados desses processos.
Poder-se-ia pensar em empobrecimemo em argila do horizopte A11
por carreamento
lateral pela erosão superfial. Como observamos anteriormente, esses fenômenos ocorreriam
apenas nos primeiros centímetros do perfil e em material arenoso (Queiroz Neto, 1962).
Chernozens de regiões de clima temperado também apresentam problemas análogos.
O elevado teor de carbono até 200 em, em certos casos, fora interpretado como resultado da
decomposição do sistema radicular de gramineas em condições climáticas especiais, comreduzida
mcrobiológica durante os meses mais quentes.
Datações com C14 de certos chernozens mostraram um aumento-de idade, do humus
e suas frações (tempo médio de residência), de 3 a 8 vezes, freqüentemente 4 vezes, entre a
camada superficial e as que estão a mais de 100 cm de profundidade (Guerassimov, 1969).

..
QUEIROZ NETO, CASTRO
DIFRATOGRAMAS DAS FRAÇÕES ARGILA DOS PERAS 62(A) E 114(8)
A B
62
FIG.8
114
08'
I,
81

82 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Como afIrma Guerassimov (1969), é muito difícil Impor que teores elevados de humus
a grandes profundidades sejam devidos a migrações independentes, na falta de indícios de
movimentação de outros componentes do solo. Assim, acha mais provável que sejam o resultado
de processos de recobrimento o que explicaria, ao mesmo tempo, sua conservação e as idades
(Tempo médio de residência) decrescentes até a superfície.
Apesar da falta de dados para estabelecer analogias mais completas, pode-se supor
que os horizontes húmicos espessos estudados em Bragança, provenham de processos de recobrimento,
a exemplo dos propostos por Guerassimov para os chernozens.
Representariam fases sucessivas de recobrimento, através de processos capazes de
depositar materiais sobre horizontes A de solo, sem ao mesmo tempo provocar sua erosão.
Seriam análogos aos descritos por Queroz Neto e Nakashima (1971) na região de Parelheiros, onde,
numa espessura aproximada de 200 cm, foram encontrados 4 paleossolos superpostos, com pelo
menos parte do horizonte A preservada.
O exame do extenso barranco do Km 95, onde foi coletado o perfil 114, (Fig. 2) permitiu
uma série de constataçõeB importantes a respeito da natureza do material de origem do
LH.
No ponto mais elevado da estrada aflora gnaisse aparentemente são. Ao longo da estrada,
até a proximidade do km 95, ocorre uma camada basal, que foi interpretada como de altEração
in situ da rocha. Mostra restos de veios de quartzo, feldspatos muito alterados e, em
certos pontos, camadas diferenciadas que parecem constituir velhas zonas de alteração concêntricas.
Na altura do km 95 e para baixo ocorrem com características semelhantes às dos
horizontes C do perfil 114 (camadas lU, IV e V). Apresentam cascalho miúdo de quartzo, não
contém mais minerais alteráveis (Fig. 7) e mostram um certo acamamento, pouco nítido devido
à alteração. Foram interpretados como materiais retrabalhados assentando sobre rocha alterada,
e cuja alteração caulinítica não atingiu o estágio avançado observado nas camadas superiores,
onde aparece também gibbsita.
Acima dessas camadas, com transição clara, assenta o horizonte B latossólico (camadas
VI e VII). Ã diferença dos anteriores, apresenta menores porcentagens de cascalho e
maiores de argila. Com pequenas variações (B3 = Fig. 7, B11 = Quadro 2) parece bastante
homogêneo até a base dos horizontes A. No extremo do barranco um horizonte vermelho escuro,
qJe foi interpretado como remanescente de um paleo B (B2 ou B3 ?) . Por sobre o B aparecem os
horizontes húmicos.
A passagem do B para o C ou para a rocha alterada é sempre clara, até abrupta,
bem como a passagem do C para a rocha, observada no ponto 5.Essas transições foram também
interpretadas como contatos erosivos de camadas superpostas.
Assim, as características desse extenso barranco mostram indícios de que o perfil de
sdo desenvolveu-se sobre material retrabalhado, constituído claramente na base por várias
camadas, e confirmado pelos resultados analíticos.
Mesmo a sucessão de horizontes B (menos nitidamente) e A (mais nitidamente) leva
a supor processos de recobrimento sucessivos. Sobre estes agiram processos pedogenéticos,
sobretudo de alteração dos minerais e, em certos casos, adição de matéria orgãnica.
O exame das características granulométricas indicam que os processos de mise en
place desses materiais não tinham nenhuma capacidade de seleção. O baixo- grau de arredondamento
mostra que não provocaram senão um pequeno desarestamento de grãos. Há diferenças
de detalhe entre, horizontes ou perfis, mas as ações de transporte não eram de molde a provocar
uma usura sensível. A ausência de grãos polidos, rugosos ou lisos confirma essas observações,
indicando ainda a possibilidade de terem sido protegidns durante o transporte. O coluvionamento foi
de pequena distância, em fluido de viscosidade elevada, argiloso.
A mesma interpretação fora proposta para os paleossolos da região de Parelheiros, ao
fUI de São Paulo (Queiroz Neto e Nakashima, 1971). Somente aqui os paleohorizontes A não se
superpunham diretamente, deixando entre si camadas estreitas, que corresponderiam a paleohorizontes
B. Além disso, a posição ocupada era diversa, pois encontram-se no terço inferior
das encostas. Isso levou Queiroz Neto e Nakashima (op. cit.) suporem constituir testemunhos
dos últimos processos de evolução das vertentes, correspondendo talvez ao limite Pleistoceno-
Holoceno.

QUEIROZ NETO, CASTRO 83
Na região de Bragança há uma diminuição progressiva da espessura do horizonte
húmico em direção às vertentes. Com o aumento de declividade, aparecem os LV.
Mesmo não tendo sido possível observar com detalhe essa passagem, tudo leva a crer
seja ela semelhante à descrita para a região de !tu (Queiroz Neto e Modenesi, 1971). Aqui, não
só os horizontes húmicos tornam-se menos espessos como, também, deixam de espaço a espaço
rfStos de um horizonte B intercalar.
Ao contrário de Parelheiros, não parecem representar testemunhos das mesmas fases
de evolução das vertentes, mas pouco anteriores.
Representariam processos de colúvio-pedogênese anteriores à última fase erosiva, de
descarnamento generalizado dos materiais de recobrimento. Teriam sido preservados certos pontos,
não atingidos pelo processo, correspondentes aos topos mais aplainados e às vertentes de
menor declividade. No entanto, seriam o resultado de retrabalhamento de material previamente
alterado, pois a presença de gibbsita em perfis de solos indicaria processos de intemperisrm que
remontariam pelo menos ao Quaternário Médio (Queiroz Neto, 1969, 1970).
Essas suposições deverão ser reexaminadas primeiramente quando forem efetuadas
datações radiométricas nas matérias orgânicas dos perfis. Além disso, a conservação de teores
elevados de matéria orgânica em profundidade pode estar relacionada não só a fatores externos
de proteção (enterrio) como a uma estrutura, composição ou ligação estável, que uma definição
de composição e tipo de humus poderão esclarecer.
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~.._._-----

DEPRESSOES DOLINIFORMES DO PLATO
DE ITAPETININGA, SP
TENTATIVA DE INTERPRETAÇAO
S. CASTRO FRANÇOSO.. C. AILLAUD**. J. P. DE QUEIROZ NETO...
ABSTRACT
Some depressions of doline and po/djés type occurr on the Itapetininga Plateau. The depr08sions normal1y elongated and
lined up according the main structural directions in the area, foUow the fluvial vaUeys directions or from smaU ponds.
Siltstone, claystone and lirn08tone of the Estrada Nova and Irati formations of the Permian Passa Dois Group occur on the
plateau edges and where the vaUeys are deeply cut. The plateau is covered by a thick clayey, strongly weathered surface deposit, that form
a ORTHO DARK-RED LATOSOL.
The origin of the depressions is related to Iim08tone solution. Partial 801ution of the basle rock and sills is al80 considered as
rnliable hypothesis for their origino
The relationship of the coverin material, the doline-type depression and the geomorphologic evolution of the plateau are also
discussed.
RESUMO
No Platõ de Itapetininga aparecem depressões semelhantes a dolinas e poldjés. Geralmente alongadas e alinhadas segundo
as direções estruturais predominantes da área, ora acompanham as direções dos vales fluviais ora fonnam pequenas lag08S.
Nas bordas e entalhes fluviais mais profundos do Platô, foi observada a presença de siltitos, argilitos e calcários das formaçõ08
Eatrada Nova e lrati, do Grupo Passa Dois do Permiano. As partea cimeiras acham-se recobertas po< formaçõ08 superficiais argilosas, 08pessas,
intensamente alteradas, originando solos Latossoloe Vermalho Escuro orto.
A origem das depressões O8tá relacionada à solubilização de calcários do Grupo Passa Dois. Levanta-se a hipótese de
OCOITerem pelo menos parcialmente por solubilizaçAo de rochas básicas de diques e suis.
São discutidas as relações entre o capeamento. as deprassõ08 doliniforrnes e a evolução geomorfológica do Platô.
CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA
Os trabalhos de foto interpretação e de campo efetuados na região de Itapetininga,
SP, com a finalidade de definir a distribuição espacial e as características do Latossolo Vennelho
Escuro orto (LE), permitiram a observação de algumas particularidades referentes à área de
ocorrência.
Pesquisa financiada pela F APESP.
"Bolsista/F APESP
""Bolsista/I tamarati/U A P
"""IGEOGIUSP

86 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Em primeiro lugar, foi possível definir a presença de restos de superfície aplainada
(neogênica?) denominada Platô de Itapetininga. Desenvolve-se entre 700-750 m, declinando
81avemente para NW até 680 m. Forma um conjunto semi-circular, com cerca de 400 km2, destacando-se
na região pelas rupturas de declive por vezes forte e abruptas com que se liga às
mnas circunvizinhas mais baixas.
Conforme o Mapa 1 e Figura I, situa-se entre as cidades de Guarei e Itapetininga
(principalmente a N e NW desta) entalhado em toda a porção S pelo Rio Itapetininga e NW pelo
Rio Guarei. Prolonga-se para o N até o Espigão da Areia Branca e para NW e S para alÉm dos
rios Guarei e Itapetininga.
Constitui pequena parcela do divisor de águas das bacias do Tietê e Paranapanema,
cujos afluentes principais (ltapetininga, Guarei, Tatui e respectivos tributários) o entalham, às
vezes profundamente, como o Ribeirão do Pinhal. Os vales apresentam vertentes em degraus e
patamares escalonados, os mais baixos correspondendo a terraços fluviais. Inúmeros sinais de
capturas, sobretudo pelo sistema do Tietê, atestam uma retomada de erosão mais recente e intensa
por parte deste. Alguns vales secos abandonados (ou intermitentes) Ina!tram aspectos da
paleohidrografia.
Acha-se recoberto extensivamente por formações superficiais argilosas, nas quais se
brmam perfis de LE segundo a nomenclatura da Comissão de Solos (1960) . Apresentam contato
em discordância erosiva com o substrato, nos diversos pontos observados, marcado pela presença
de linhas de pedras ou fragmentos esparsos, ambos constituídos por lascas de sílex, poupées
desílica, restos de concreçóes (couraças, carapaças?) ferruginosas, arenitos e mais raramente siltitos
alterados. Às vezes, o contato com o substrato apresenta aspecto de bad lands enterrados
~lo capeamento do LE (exemplo do km 178 da Rodovia Raposo Tavares).
Tais detritos grosseiros são oriundos das formações geológicas locais, mas nem sempre
compatíveis com o substrato imediatamente subjacente. Constituem exceção os fragmentos
de canga que provém de longo processo de alterações e pedogênese com posterior fragmentação
por ações erosivas.
A propósito ainda desse capeamento, em alguns trechos ele alcança maiores espes-
81ras (6 a 7 m). Parece estar a ciclos deposicionais mais modernos (?) relacionáveis à bacia do
Itapetininga. Em certos pontos foram observadas, inclusive, estruturas semelhantes às de escavação
e preenchimento, em paleo-canais superpostos, com cascalheiras que apresentam uma
certa seleção. Um bom exemplo desses fatos ocorre entre os km 174-176 da Rodovia Raposo
Tavares.
Morfologicamente, o LE apresenta um horizonte A de 40-50 cm de espessura, com
coloração 2,5 YR 4/4, 4/6, 5/8 textura argilosa, estrutura subangular média, moderadamente
desenvolvida, ligeiramente dura, ligeiramente plástica a plástica, ligeiramente pegajosa a pegajosa.
Apresenta transição gradual para um horizonte B, que chega a atingir 3 a 4 m de espessura
em alguns perfis, de coloração mais vermelha, 2,5 YR 3/6, 4/6 a 4/8 até 10 R 3/6,4/4, 4/6,
4/8 e 5/4, textura e consistência semelhantes às do A, estrutura tendendo a mais maciça. A
base do horizonte é marcada por fragmentos de 2 a 5 em de concreções ferruginosas ou arenitos.
Às vezes pode ocorrer material argiloso, rico em mica, mosqueado de vermelho, rosa e amarelo,
sem estratificação visível, que por sua vez mostra o contato claro com o substrato geológico
propriamente dito, marcado por linhas de pedra ou fragmentos grosseiros descritos anteriormente.
Ê nas vertentes mais abruptas que aparecem afloramentos com Litossolos fase substrato
argilito ou folhe1ho. A partir das observações efetuadas nesses locais, foi possível elaborar a
suposta sucessão estratigráfica local como mostra o Quadro I, a seguir. Essas formações
sustentam o Platô de Itapetininga, e são recobertas no topo pela formação superficial acima
citada, que compoe o LE. Nesta posição, sem o auxílio de sondagens profundas o exame do substrato
foi impossível.
Nos terraços são encontradas cascalheiras qUe contém seixos de natureza variada,
análoga a dos contatos do LE/Substrato, além de blocos de arenito róseo silicificado (Botucatu ?) e
mais raramente fragmentos de geados.
DEPRESSÕES DOLINIFORMES
As depressões do topo do Platô foram assinaladas no Mapa I, sendo que as menores

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Fig. 1- Perfil Topográfico Representativo do Platô de Itapetininga (SP).
IDADE GRUPO FORMAÇÃO MEMBRO LITOLOGIA J;ORMA DE OCORRÊNCIA
Siltitos cinza-claros a médios, mal estratificados, com Sobre a Irati, amarelados por alteração
o
.!!!
I':
e
Estrada Nova
fratura conchoidal
Calcarenitos
S11ex
Siltitos cinza-escuros com fratura conchoidal (semelhante
Bancadas e níveis (? )'
Níveis (ou silicificações)
Intercalados nos folhelhos do Irati
~Passa
ao Taquaral)
Dois
Folhelhos negros betuminosos ou não, calcários, Folhelhos sobre banco calcário na base de seqüência
o
Irati
bonecas de silex, silex escuro, siltitos cinza~scuros. rítmica de siltitos calcários e sílex; bonecas em camadas
onduladas com níveis de precipitação de Mn
...
,~
QUADRO 1
~(quando alterados)
I': o
.o
Siltitos, argilitos (lâminas), cinza-escuros com fratura Sobrepõem-se concordantemente a arenitos
~o
y 'oS
Taquaral conchoidal esverdeados do Tatuí, sob o Irati
o ] Guatá Tatuí
e ::s
~E-<
Tatui Arenitos estratificados, predominantemente
~cinza-esverdeados
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Geologia do Platô de Itapetininga
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88 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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apresentam um certo exagero em função da escala de representação. Ocorrem em relevo sua-
VEmente ondulado e coincidindo com a presença do LE. Aparecem também nas vertentes mais
suavizadas da borda sul do Platô.
Suas formas são dominantemente alongadas, algumas vezes em cabeça de palito de
fósforo como Verdade a assinalou no sill de Campinas (informação verbal) e menos freqüentemente
arredondadas ou elipsoidais. Na maioria delas os fundos são chatos com bordos 9.laves,
úmidos, porém poucas vezes formando lagoas permanentes ou pequenos alagados e parecem estar
colmatados por material arenoso.
Não foram feitas medidas precisas de campo, mas o cálculo por fotointerpretação indiero
que seu tamanho não é muito grande, pois a maioria não ultrapassa algumas centEnas de
nHtros de comprimento por umas dezenas de metros de largura.
As formas apresentam certo alinhamento que parece obedecer às direções estruturais

FRANÇOSO, AILLAUD, ,-,t!EIROZ NETO 89
NESW e secundariamente ortogcnais a estas NW-SE. Muitas vezes ocorrem como prolongamentos
das cabeceiras, situando-se assim no mesmo alinhamento preferencial dos vales encaixados
que também obedecem àquelas direções. Mais raramente dão origem às nascentes e nos
demais casos apresentam-se fechadas.
Duas hipóteses podem ser levantadas para interpretar a origem dessas depressões,
anDas decorrentes de processo de alteração química, solubilização e lixiviação a partir das rochas
carbonatadas ou das rochas Ígneas básicas.
A Formação Irati apresenta camadas e lentes de calcários, e logo ao N do Platô, no
vale do Rio Tatuí, são comuns depressões que podem estar associadas a elas. Ao S do Plaw,
sobre a Formação Tatuí, também aparecem depressões se bem que em menor número. O topo
desse Platô apresenta sedimentos da Formação Estrada Nova, incluindo calcarenitos que poderiam
estar relacionados com o problema.
A solubilização dos carbonatos dar-se-ia em profundidade e três fatores concorreriam
para isso. Durante o Quaternário ocorreram condições que favoreceriam essesprocessos, a exemplo
do clima úmido atual.
O LE encontrado na região apresenta elevada porosidade, apesar dos seus altos
toores de argila. Permitem rápida infiltração da água das chuvas que alimentam os lençóis subtBTâneos.
Segundo observações de Schubert e Rawtscher (1950) ,em Emas, SP, os solos porosos
mostram intensa circulação das águas atmosféricas, revelada pela oscilação dos lençóis subterrâneos.
O mesmo ocorreria aqui, já que foram constatadas oscilações do lençol freático no interior
de um poço a NE de Itapetininga, numa fazenda entre a EFS e o Ribeirão da Agwda.
Finalmente, a presença de um fraturamento e diaclasamento intenso do substrato
rochoso permitindo o entalhamento preferencial da drenagem, levaria à possibilidade de movimentação
de águas subterrâneas com capacidade de solubilização dos carbonatos, principalmente
nas juntas.
As medidas de pH dos solos da região (menores que 5,0) leva a supor que as soluções
provenientes de águas atmosféricas, e em equilíbrio com o meio, tenham efeito solubilizador
arentuado sobre os carbonatos em profundidade. Além disso, as soluções carregam-se de CO2 e
ácidos húmicos (o perfil 171, descrito anteriormente, e analisado, mostra 0,1 % de C Total a
mais de 5 m de profundidade) o que elevará seu poder solubilizador. Informações dadas pelo resp:msável
da fazenda acima referida, indicaram presença de águas duras impróprias para o conswro.
Algumas depressões apresentam bordos mais abruptos. Nesses casos, a solubilização
mais rápida e intensa das lentes de calcários, devido à maior circulação subterrânea local, poderia
provocar o solapamento das camadas suprajacentes e seu conseqüente abatimento. O des-
IIDronamento seria no sentido quase vertical, a exemplo do que ocorre em áreas cársticas. A
maior suavidade dos bordos das depressões do Platô estariam relacionadas ao espesso capeamento
com o LE.
Além da presença de rochas calcárias, uma eventual relação do processo com afiommentos
de rochas básicas (sílIs e diques), algumas vezes coincidindo com vales, necessita ser
rre1hor estudada.
Observações efetuadas na região de Vacaria, Caxias e São Francisco de Paula, no
Planalto Riograndense, indica a presença de inúmeras depressões fechadas (Divisão de Pedologia
e Fertilidade do Solo, 1967; Queiroz Neto, 1968). Tais depressões, na região de rochas básicas,
vem sendo interpretadas como decorrentes da alteração das rochas, facilítada pela existmcia de
wna rede densa de fraturas e diaclases.
As formas apresentadas são análogas às aqui apresentadas e alongam-se geralmente
segundo direções preferenciais, assumindo freqüentemente o mesmo aspecto de cabeça de palito
de fósforo.
Não foi possível, até o momento, verificar a extensão ocupada pelas rochas básicas
no Plaw de Itapetininga, contudo, foram observados ao longo da rodovia Raposo Tavares
(km178) e próximo às cabeceiras do afluente esquerdo do Ribeirão do Pinhal.
CONSIDERAÇOES FINAIS
A presença de depressões doliniformes foram observadas já há algum tempo por

90 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
vários pesquisadores. Fúlfaro (informação verbal) considera-as como formas de relevo muito
comuns em áreas de rochas básicas, e que também ocorrem sobre os solos vermelhos argilosos
cp! aparecem sobre a Formação ltapetininga (= Formação Tatuí) até o Rio Paranapanema
(próximo à nossa área em estudo).
Nenhum trabalho de pesquisa, no entanto, propõe interpretação para sua gênese, a
E!lCemplodas hipóteses acima discutidas.
A formação e evolução de formas análogas às cársticas apresentam problemas de intaesse
para o conhecimento do processo de evolução da paisagem durante o Quaternário.
E possível relacioná-Ias a períooos de umidade climática suficiente para promover a
solubilização dos carbonatos. No Quaternário do Brasil de SE, teriam ocorrido períodos úmidos,
ntercalados de fases mais secas, segundo Bigarella, et alii (1965).
O Platô de ltapetininga vem sendo considerado contemporâneo das superfícies de
Urucaia ou de Rio Claro, de Penteado (1974). Suas relações com a do Santo lnácio, logo ao N (Dtas
Ferreira, inédito), necessitam ainda de maior pesquisa.
O material de recobrimento que contém o LE, vem sendo estudado por um dos
altores (Castro Françoso), no SEntido de definir sua origem. Os dados preliminares indicam
tratar-se de formação superficial, repousando em descontinuidade erosiva sobre o substrato
gmlógico.
Nessas condições, a gênese das depressões só poderiam ser posteriores à elaboração
da superfície neogênica do Platô e anterior aos entalhamentos provocados pela rede fluvial atual
já que não ocorre nas vertentes de maior declive.
A formação das depressões seria posterior recobrimento, p..,is só ocorreria após o
abaixamento do nível de base local, decorrente do entalhamento pela rede de drenagem qle perdiria
a ação solubilizadora dos lençóis subterrâneos em profundidade. A posição dos corpos
abngados das depressões, coincidindo com a dos vales indica certa dependência na evolução das
duas formas. O alinhamento segundo direções estruturais indica um condicionamento do processo
às fraturas e diaclases.
Por outro lado, a formação das depressões não implica em processos simultâneos de
erosão superficial, pelo menos de forma mais intensa sobre o recobrimento. O abatimento por
ldapamento não modifica a posição do recobrimento, porém passa a oferecer novas condições de
evobção dos solos, por hidromorfia, visível nas fotos aéreas.
Seu aparecimento tanto sobre as formas de relevo mais antigas com mais recentes
(vales do Tatuí e ltapetininga) colocam o problema cronológico. De outro lado, parecem estreitamente
relacionadas à evolução da própria rede de drenagem.
Constituiriam um primeiro indício da instalação de futuros cursos de água que
seguiriam os alinhamentos estruturais. A solubilização em profundidade dar-se-ia assim que
ocorresse o abaixamento do nível de base, com o abaixamento do lençol freático, possibilitando
o ataque das camadas carbonatadas.
Com o prosseguimento dos processos do entalhamento fluvial controlado estruturalmente,
os vales passariam a englobar as depressões, de início na zona da cabeceira e por erosão
regressiva, provocariam sua destruição gradativa até seu desaparecimento, passando, então, a
constituir uma forma característica de evolução dos vales.
Esse processo evolutivo começaria desde os primeiros entalhes da Superfície Neogêrú:a.
Assim, as formas visíveis atualmente seriam de evolução mais recente, já que ss mais
antigas já estariam englobadas pelos atuais vales.
BIBLIOGRAFIA
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Atrricultura. 834p. (Boletim n.121.

o CENOZOICO PAULISTA: GÊNESE E IDADE
VICENTE JOSÉ FÚLF ARO.. KENITIRO SUGUIO.
ABSTRACT
The Cenozoic stratigraphic column for Southeastern Brazil was never ve'Y well established and only a chronology of events
based on climate oscilation related to Quaterna'Y sea levei changes was proposed. A tectonic framework of sedimentation seema to be the best tooI
fot the stratigraphic division of the brasilian cenozoic sedimentary deposits. In the State of São Paulo the beggining of the Tertiary is marked by
structureless sedimenta deposited in a fanglomerate shape around regional topographic elevations revealing a tectonic framework similar to the
existing at the close of the Mesozoic times (Bauru Formation). Similarity of semi.arid climate conditions reinforced the evidences. At the Miocene
fault reactivation in the continent interior, mainly as compensation of a brazilian coast generalized subsidence, causes natural dams to the ancient
streams with sedimentetion and final collapse by filling of the stream valleys. With a new base leveI. after the drainage restablishment and higher
crescent energy. gravei beds with quartz and quartzite pebbles were deposited along the main stream channels (Paraná. Grande. Tietê and Paranapanema
rivere). The proces8 evolution in a lower base leveI and les8 stream energy causes the concentration of stream flows in the main channels
starting the eeconda'Y rivers downcutting. At this stage the basalts and intemeded sandstones were submited to erosion and new gravei beds
mainly with pebbles of agates and silicified sandstones and pebbles reworked from the previous episode were deposited. The process is still goingon
with a lower base leveI.
In the coast at the Mesozoic and beggining of Tertiary the area was submited to uplift with the Serra do Mar formation.
This region was source area for the Santos Basin and there are not deposita that can be correlated to the propoaed evolutiona'Y column.
Only at the Tertia'Y - Quaternary boundary the area was depositional site with the sedimentation of the Cananéia and Pariquera.Açu Formations.
RESUMO
A coluna estratigráfica do Cenozóico para o Sudeste Brasileiro nunca foi muito bem estabelecida. e somente uma cronologia
de eventos. baseada em oscilações climáticas relacionadas a mudanças do nível marinho no Quaternário. foi proposta. Um arcabouço tectônico
de sedimentação parece ser o melhor instrumento para a subdivis40 estratigráfica dos depósitos sedimentares cenoz6icos brasileiros.
No Estado de São Paulo. o início do Terciário é marcado por sedimentos sem estrutura. depositados sob forma de fanglomerad08
ao redor de elevações topográficas regionais, revelando um arcahouço tectônioo similar ao eXistente no fim dos tempos mesozóioos
(Formação Bauru). Similaridades de condições climáticas semi-áridas reforçam essas evidências. A reativação miocênica de faUtas no interior
do continente, principalmente como compensação de uma subsidência generalizada na costa brasileira, ocasionou a barragem natural da
paleodrenagem com conseqüente sedimentação e colapso final pelo preenchimento dos vales fluviais.
O restabelecimento da rede de drenagem, com diferente nível de base, causou um aumento crescente de energia permitindo
então a deposição de camadas de seixos de quartzo e quartzito ao longo dos canais dos principais rios ~rios Paraná. Grande. Tietê e Para.
napanema).
A evolução dos processos em nivel de base mais baixo e menor energia causou a concentraçAo de rios em canais principais
começando então o encaixamento dos rios secundários. Neste estágio os basalt08 e os arenitos inter.trapianos foram submetidos à erosóo e
novas camadas de seixos, constituídôe principalmente de ágatas, arenitos silicificados e retrabalhados de episódios previos, foram formadas.
O processo ainda está em andamento com um nível de base mais baixo.
A área costeira. no Mesozóico e o início do Terciário. foi submetida a levantamentos com a formação da Serra do Mar. Esta região
foi a area fonte para a Bscia de Santos e aqui não existem depÔsitos que possam ser oorrelacionados com a coluDa de svolução proposta.
Somente no limite Terciário . Quaternário a área passou a sítio deposicional com a aedimentação das Formações Cananéia e Pariquera.Açu.
*IG/USP

92 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
INTRODUÇÃO
As tentativas de classificação estratigráfica dos depósitos cenozóicos brasileiros tem
sido baseadas freqüentemente na correlação de níveis que definem antigas superfícies de
aplainamento. Esses níveis, definidos por vários autores (Rich, 1953 e Braun, 1971) foram recentemente
associados à existência de vários depósitos com os quais guardam relações genéticas
(Landim et alii, 1974). Bigarella et a/i,i (1964) apresentaram uma extensa revisão sobre os depósitos
quaternários do sudeste brasileiro, onde analisam a evolução desses diversos níveis.
A classificação proposta neste trabalho para os sedimentos cenozóicos é baseada na
evolução tectônica e paleogeográfica, que constitui um aspecto não anteriormente abordado no
EStudo dessas sucessões sedimentares. Para esta análise, torna-se necessário descrever os últimos
eventos deposicionais do Mesozóico, em nossa opinião, associadas a um arcabouço tectônico
dele derivado e ainda presente no início do Terciário. O arcabouço tectônico que comandou
a dEPOsição da Formação Bauru, que tem o seu início no Cretáceo Superior e a sua evolução
p:>sterior, foi a base da análise estratigráfica efetuada tomando-se os depósitos sedimentares
como uma resposta natural aos diversos estádios da evolução tectônica.
Como os grandes traços estruturais da sub-bacia norte do Paraná permanecem ainda
hoje, praticamente os mesmos, variando tão somente a intensidade dos eventos tectônicos a ela
associados, parece-nos óbvio analisar todos os eventos dessa sedimentação como estando compreendidos
entre o estabelecimento deste arcabouço tectônico e o presente. Existe uma boa
correlação entre os grandes eventos tectônicos e os correspondentes depósitos cenozóicos permitindo
o estabelecimento de uma datação relativa bastante precisa em sucessões sedimentares
qJe anteriormente eram colocadas só no Terciário ou só no Quaternário. A distribuição é muito
mais harmônica, dispondo-se os eventos tecto-sedimentares ao longo deste grande intervalo Terciário
- Quaternário.
O termo arcabouço tectônico de sedimentação é aqui utilizado no sentido de Krumrein
e Sloss (1963), definido como uma combinação de elementos tectônicos (subsidência, estabilidade
e levantamento) existentes em áreas sedimentares (fonte e sítio de deposição).
Fonnação Bauru
DEPOSITOS DO PLANALTO
Os sedimentos da Formação Bauru foram descritos com bastante detalhe recentemente
por Suguio (1973), que definiu a composição e origem dos termos clásticos e carbonáticos
localizados preferencialmente em sua borda setentrional. Mezzalira (1974) também discute a Formação
Bauru dando maior ênfase aos seus afIoramentos no Estado de São Paulo e ao seu contaído
paleontológico. A bibliografia sobre a Formação Bauru é relativamente extensa mas os
seus problemas estratigráficos permanecem de certa forma insolúveis, principalmente com rEBpeito
à posição dos calcários e sedimentos carbonáticos na coluna estratigráfica.
O arcabouço tectônico da Formação Bauru é constituído pelo Arco da Canastra ao
rorte, maciço cristalino (Serra do Mar) a leste e o alinhamento estrutural do Paranapanema ao
sul. Os arcos marginais, que tiveram a sua ascenção iniciada no começo do Mesozóico, têm no
Cretáceo Superior o seu movimento positivo mais forte dando origem à deposição dos sedimentos
da Formação Bauru restrita a essas alinhamentos (Suguio, 1973). Os sedimentos que constituem
esta formação, arenitos, siltitos, argilitos, conglomerados carbonáticos e calcários impuros,
revelam uma sedimentação em um sistema de paleodrenagem semelhante à rede hidrográfica
atual da região. Suguio (1973) analisando os calcários da Formação Bauru, compara-os
aos caliches do Deserto de Moçâmedes em Angola, chegando a conclusões de similaridade ambiental
entre as duas rochas, indicando a possibilidade da existência de um clima semi-árido para a formação
destes carbonatos.
O arcabouço tectônico acima enunciado para a deposição destes sedimentos não
revela características de grande subsidência, antes mostrando um entulhamento da sub-bacia
norte do Paraná a partir do levantamento dos arcos marginais. Dentro do conceito em que é estabelecida
esta coluna para o Cenozóico Paulista, este fato é de grande importância como veremos
a seguir.

Depósitos de areias e colúvios de espigão
FÚLFARO, SUGUIO 93
Estes depósitos de areias e colúvios, situados predominantemente nos atuais divisores
de água da drenagem da região paulista, são dificilmente individualizados quando não há a
presença de um cascalho basal. Esses sedimentos, sempre mal estruturados, são freqüentemente
confundidos com solos residuais pois poucos se diferenciam do material de alteração das rochas
regionais, denotando sempre pequeno transporte. Dessa maneira, freqüentemente apresentam as
mesmas características das rochas que afloram na região. Apresentam quase sempre um nível
oonstituído por cascalhos com seixos de quartzito e calcedônia na base, ou então, formado por
fragmentos retrabalhados de limonita e às vezes mesmo placas de mesmo material.
A sua falta de estruturas sedimentares e a disposição tridimensional dos corpos
revelam características torrenciais de transporte, a partir de altos regionais. Na rodovia entre
Itirapina e Brotas, há um belo exemplo deste fato no km 227,2. O contato entre os sedimentos
da Formação Pirambóia e os sedimentos cenozóicos' é marcado por um conglomerado de base
oom direção N 40° W e mergulhando 25° SW. A projeção deste plano vai encontrar as escarpas
regionais constituídas pelo Arenito Pirambóia, de onde parecem ter sido originados a partir de
torrentes constituindo depósitos de fanglomerados. Como na região ocorrem afloramentos de
arenitos e conglomerados da Formação Bauru (Membro Itaqueri), os seixos que constituem o
cascalho da base foram possivelmente retrabalhados desta formação. Em cima desta cascalheira
resal ocorrem arenitos mal estruturados lembrando solo residual da Formação Pirambóia.
N a mesma estrada, no km 223,7, ocorre um afloramento de arenitos da Formação
Pirambóia cortados por um dique de diabásio que não atinge o nível superior do afloramento. O
dique está interrompido por erosão aproximadamente na parte média do afloramento e, por
cima, em discordância erosiva assentam-se os sedimentos cenozóicos. As rochas estão bem alteradas
e a situação é bem elucidativa para mostrar a dificuldade de se separar no campo, os
,
O
ESTADO DO PARANÁ
(/' Depósitoslitorâneos
,
~~, Depósitos do planalto
o:r limites inferidos
Dep6sitos do planalto
limites conhecidos
Em parte baseado em Landlm etal.(1974
ESTADO DE MINAS GERAIS
Fig. 1 - Esboço de distribuição dos depósitos de sedimentos cenozóicos mais expressivos em área no Estado de São
Paulo.
o

94 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
arenitos da Formação Pirambóia intemperizados dos depósitos cenozóicos na inexistência de uma
cascalheira basal (Fúlfaro et alii, 1971). Adjacente ao dique os arenitos intemperizados da formação
inferior passam a arenitos cenozóicos para cima sem que se perceba a passagem ressal.
tada pelo dique erodido, no meio do afloramento.
Os afloramentos deste tipo de depósito são mais comuns na margem setentrional da
sub.bacia norte do Paraná, revelando uma maior intensidade do processo para esta área. Na
região de Pedregulho - Franca. Batatais, recobrem todos os espigóes entre os rios Pardo,
Sapucaí e Mogi - Guaçu (Fig.1).
Depósitos associados às calhas fluviais atuais
Esses depósitos são caracterizados por sedimentos arenosos, freqüentemente areias
degranulação média, situados nas calhas ou próximos aos canais fluviais atuais. São depósitos
muito ricos em estruturas sedimentares, principalmente estratificações cruzadas. Fácies de trans.
bordamento podem ou não estar associadas e, quando presentes, estão situadas estratigrafi.
camente acima, sugerindo um assoreamento final do ciclo. Muitos autores têÍn descrito depósitos

FÚLFARO, SUGUIO 95
depósitos de cascalho como facies associadas. Suas características sedimentológicas indicam
deposição fluvial em ambiente de planície de transbordamento e poderiam constituir depósitos
associados na antiga drenagem.
Cascalheiras constituídas predominantemente por seixos de calcedônia
Descritas pelos mesmos autores anteriormente citados (ídem, ídem) , ocorrem em
situação estratigraficamente superior nas partes mais baixas dos vales fluviais dos grandes rios
e, diversamente da anterior, ao longo de seus afluentes. São constituídas por seixos de ágatas,
arenitos silicificados e quartzo e quartzito retrabalhados do ciclo anterior. Associam-se freqüentemente
a expressivos corpos arenosos com abundantes estratificações cruzadas como na região
de Jupiá, SP.
Guidicini e Silva (1972) descrevem um extenso depósito na região de Três Lagoas,
MT - J upiá, SP, paralelo à atual calha do Rio Paraná e com possantes espessuras. Tais depSsitos
pertencem a este ciclo da evolução da rede hidrográfica do Paraná, bem distinta da fase
anterior. A maior parte dos afloramentos encontram-se na ampla planície aluvial do Rio Paraná
e de seus afluentes.
As características impressas nestes sedimentos revelam uma deposição em canal
fluvial com energia semelhante a do atual Rio Paraná, que mostra depósitos semelhantes na sua
atual calha. A diferença em cota nos afloramentos destes depósitos em relação à calha dos rios
atuais indica também um diferente nível de base.
Uma característica importante na descrição da gênese destes depósitos é o fato de
cpe os afluentes do Rio Paraná que não têm as suas nascentes em rochas do Cristalino, mas sim
no platô basáltico apresentam cascalheiras deste ciclo constituídas somente por seixos provementes
de materiais dos basaltos e arenitos inter-trapianos, tais como ágatas e arenitos silícificados.
A associação com seixos de quartzito ocorre somente nas áreas de afloramentos do ciclo
anterior, restritos aos rios principais.
Formação Pariquera-Açu
DEPOSITOS LITORÂNEOS
A Formação Pariquera-Açu foi descrita por Bigarella e Mousinho (1965), quase concomitantemente
com a descrição de Almeida (1964), qae a denominou Formação Jacupiranga.
Posteriormente, Franzinelli (1970) descreveu o seu ar.1biente de deposição atribuindo-lhe uma
origem fluvial a partir de um barramento causado por elevação do nível marinho associada às
glaciações quaternárias. Bistrichi et alii (1973), mediram direções de paleocorrentes em depósitos
conglomeráticos da formação na região de Eldorado, SP, determinando direções de transporte
normais à atual direção do Rio Ribeira de Iguape, com características de regime torrencial, como
já haviam assinalado Petri e Suguio (1971) .
A formação é constituída por conglomerados situados no vale do Rio Ribeira de
19uape e de seu afluente o Rio Jacupiranga, predominantemente (Fig. 1). Os conglomerados estão
associados, a juzante, com corpos areno-argilosos e encontram-se freqüentemente ocupando,
em suas partes basais, calhas no embasamento. Seus afloramentos mais orientais aproximam-se
da costa a menos de 20 km de Cananéia, sendo recobertos por areias da Formação Cananéia. A
ampla planície ocupada por estes sedimentos possui um nítido controle estrutural, tendo sido
descrita por Fúlfaro et alii (1974).
Furos de sondagens realizados na orla litorânea como os descritos por Petri e Suguio
(1973) e visitados mais recentemente pelos autores, têm assinalado depósitos conglomeráticos
por baixo de argilas transicionais da base da Formação Cananéia. A relação de contato entre as
areias da Formação Cananéia e os depósitos mais orientais da Formação Pariquera-Açu, entre a
cidade do mesmo nome e Cananéia, permite supor que esses conglomerados assinalados em furos
de sondagens sejam correlacionáveis à esta formação, tendo em vista a presença entre as duas
formações da camada de argila transicional entre os ambientes continental e marinho.
A Formação Pariquera-Açu, assim estender-se-ía em sub-superfície em direção à
plataforma continental, tendo os seus termos granulométricos mais dis~is constituídos pelas
areias, que o avanço marinho responsável pela deposição da Formação Cananéia retrabalhou.
--~
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96 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Formação Cananéia
Descrita por Petri e Suguio (1973), é constituída por areias muito bem selecionadas
com raras intercalações argilosas, depositadas em ambiente marinho. Sua área de afloramento
típica encontra-se nas planícies costeiras paulistas ao sul da cidade de Santos, 'mas ocorrem
depósitos correlacionáveis em toda a costa SE brasileira (Fig. 1). Na base, separando-a dos
cascalhos e areias conglomeráticas da Formação Pariquera-Açu ocorre uma camada de argila de
espessura variável, caracterizada a partir do estudo de seus microfósseis, como representando
uma transição entre um ambiente continental e marinho.
A Formação Cananéia ocupa, na área em que foi descrita, as regiões até a cota de 9
m, representando este o nível provável da transgressão. Nas proximidades da atual linha de costa,
encontra-se entalhada na altura da cota 3 m, que representa portanto um segundo nível de
ingressão marinha que entalhou os depósitos da primeira. Este segundo nível, mais baixo, tem
sido assinalado ao nível da transgressão flandriana de idade entre 3.000 a 7.000 anos.
As características gerais de deposição das areias da Formação Cananéia e o seu modo
de ocorrência a associam indubitavelmente aos avanços e recuos do nível marinho ligados as
variações glácio-eustáticas do Quatemário.
EVOLUÇÃO TECTONICA E PALEOGEOGRÃFICA DO CENOZOICO PAULISTA
A partir da descrição das principais características dos depósitos cenozóicos é possível
traçar o seguinte quadro da sua evolução.
Os depósitos de areias e colúvios de espigão distribuem-se praticamente na mesma área de
ocorrência de sedimentos da Formação Bauru, ao qual recobrem sem haver aparentemente discordância
entre as duas unidades. O arcabouço tectônico presente na deposição destes sedimentos cenozóicos
é ainda o mesmo que comandou a deposição da formação precedente.
As características torrenciais, a falta de estrutura e o pequeno transporte indicam
depósitos formados em zona de quebra de relevo ao pé de elevações regionais, daí decorrendo a
sua maior expressão ao norte da sub-bacia, na margem setentrional, a partir das elevações do
Cristalino na região do Arco da Canastra. Estes depósitos foram então sedimentados Em uma
ampla área sob a forma de imensos leques recobrindo o ciclo precedente.
As características que indicam um clima semi-árido para o tempo de deposição destas
camadas encontram suporte nas descrições do clima vigente à época de sedimentação do Arenito
Bauru, em que pese as discussões estratigráficas sobre a posição dos calcários desta unidade.
Haveria uma certa continuidade não só no arcabouço geológico regional, como também climático
entre um e outro ciclo.
No Mioceno são descritas ao longo da costa brasileira diversas ingressões marinhas,
que deram origem a depósitos que afloram desde o Estado do Pará até a foz do Rio da Prata.
Essas ingressões marinhas que na foz do Prata atingiram uma ampla área (Rich, 1945), devem
ser devidas a um abaixamento generalizado da costa brasileira, que teve corm resultado levantamentos,
por reativações das antigas linhas de falha, no interior do continente, causando o
aparecimento de soleiras que deram origem aos depósitos cenozóicos associados à atual drenagem.
Tal mecanismo já havia sido proposto por Landim e Fúlfaro (1971) para a gênese da
Formação Caiuá.
Os depósitos de espigão estariam assim situados no tempo, entre o Cretáceo Superior,
início da sedimentação da Formação Bauru, e o Mioceno, época da reativação tectônica
mencionada, que causou a deposição do ciclo seguinte.
Esses barramentos causaram sempre assoreamento a montante, no entanto, com
mracterísticas diferentes dependendo da sua área de atuação. Na Formação Rio Claro houve um
barramento na região do domo de Pitanga causando uma mudança do antigo curso do rio para a
sua posição atual, abandonando o antigo leito (Fúlfaro e Suguio, 1968). Na região de GuaÍra, o
aparecimento da soleira de basalto com soerguimento destas camadas básicas de mais de 100 m
causou um represamento natural dando origem a um imenso lago onde houve progradação de
frentes arenosas sub-aquáticas, dando origem aos sedimentos da Formação Caiuá.
O restabelecimento da drenagem nos grandes barramentos, por entalhe subseQÜente
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FÚLFARO, SUGUIO 97
rebaixa rapidamente o nível de base causando um corte nos depósitos anteriores e, a grande
energia atestada pelos depósitos, transporta seixos a partir do Cristalino e do pavimento detrítico
associado ao ciclo dos depósitos de espigão. Esta é a origem da abundância de seixos de
quartzo e quartzito deste ciclo, litologias as mais resistentes aos processos de transporte e
abrasão.
As estratificações cruzadas de grande porte existentes nestes depósitos de cascalhos,
com camadas frontais de mais de 30 m, demonstram a existência de muita água com alta energia,
responsável em grande parte pelo entalhamento dos grandes vales fluviais ocupados pela
drenagem atual. Por outro lado, a falta de contribuição expressiva dos seixos ligados à litologia
das rochas componentes do platô basáltico, com contribuições somente locais, indica não estaremestas
rochas entalhadas profundamente na ocasião.
A continuação do processo, com o progressivo abaixamento do nível de base, causa
uma retração das correntes ao centro dos vales fluviais, dando início ao entalhamento lateral e
definição dos afluentes que passam a carrear seixos de ágatas e arenitos silicificados, que constituem
a litologia predominante das suas cascalheiras. Nos vales dos rios principais, passam a se
associar aos depósitos do ciclo anterior a ele anexadas por efeito de retrabalhamento.
O modo de ocorrência e disposição tridimensional destes corpos indicam um regime
semelhante de deposição ao atual, constituídos predominantemente por depósitos de calha. A
evolução demonstrada pela deposição destes dois corpos sedimentares revela um entalhamento
progressivo da drenagem dando o quadro de evolução da atual rede hidrográfica do Paraná. Os
rios Grande, Tietê e Paranapanema, localizados como o Paraná em grandes alinhamentos estruturais,
tiveram o mesmo quadro evolutivo, diferente dos demais afluentes, que somente tiwram
origem neste segundo ciclo de deposição de cascalheiras.
Atualmente a região mostra indícios de levantamento, estando os rios em regime
predominante de transporte (by passing) com as taxas de erosão e deposição ao longo de seus
percursos aproximadamente em equilíbrio local. A maior parte destes rios corre por sobre emrnsamento
rochoso com freqüentes saltos e cachoeiras nas regiões de antigos barramentos e
planícies aluviais a montante destes pontos.
No litoral paulista, separado da área de ocorrência destes depósitos pelo levantamento
terciário da Serra do Mar, encontramos um quadro evolutivo diverso em razão da presença da
S
AREIA
ARGILA DE
TRANSIÇÃO
}
FORMAÇÁO
CANANÉIA
CONGLOMERADOl FORMAÇÃO
I PARIQUERA-ACU ,
FI LI TO
Fig. 2 - Perfil esquemático das relações entre os depósitos cenozóicos costeiros e o embasamento cristalino em
19uapé (SP).

98 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Baciade Santos, iniciada no Cretáceo Superior e em franco processo de subsidência durante o
Terciário, onde estão presentes sedimentos com apreciável espessura (Miranda, 1970).
A região da Serra do Mar é, nesta época, fonte de sedimentos para a Bacia de Santos,
sendo caracterizada por um profundo entalhamento da sua superfície com um recuo calculado
em dezenas de quilômetros da sua frente original (Almeida, 1973). O assoreamento da Bacia
de Santos vem encontrar a Serra do Mar aproximadamente em sua posição atual com intensa
erosão fluvial dando origem às áreas da atual planície costeira paulista (Fúlfaro et alii, 1974).
Em um nível do mar mais baixo que o atual e em um regime de deposição mais enérgco,
dá-se a deposição dos conglomerados da Formação Pariquera-Açu. Franzinelli (1970) já
havia noticiado uma diminuição de granulação destes sedimentos de montante para juzante. Os
termos distais desta formação, portanto, em direção à plataforma contiental seriam areias depositadas
não em um regime fluvial formando grandes canyons, como depósitos similares existentes
a:n outras partes do mundo, mas ainda guardando as características de frentes progradacionais
devido à alta razão de fornecimento de sedimentos, ainda herdada da fase de sedimentação
na Bacia de Santos.
O entalhamento do Cristalino foi governado estruturalmente pela presença de grandes
alinhamentos tectônicos e pelas diferentes litologias presentes, encontrando-se as grandes
calhas, tanto em superfície como em subsuperfície, associadas a rochas menos resistentes (Fig.
2).
O avanço do mar durante o Quaternário, elevando progresivamente o nível de base
regional, vai dando origem a depósitos transicionais compostos predominantemente por arenitos
argilosos que passam a depósitos de ambientes francamente marinhos litorâneos da Formação
Qmanéia, ocupando todas as partes baixas das planícies anteriores. A situação está esquematizada
na Figura 3.
.
:.. Cota 89 m "-- .
....~ T21FORMCANANEIAJ
~.~ ~1ti1il~.I~';;!,;;,ii~~:~;?
~:.. ~~-=-== ARGILADNE
..:::~"j;"---::= TRANS/CAO !
---------
:gt~:~~
++ .7;6õe...J":'; =-'~ :.: .
· ... ...~ =--=--===--==--= ~ CANANEIA
+ + · .. ..;:r;õ:r, o.. .. =-= =;c::------
=-=-_-=---==-__=_
++ + ++++++
EMBASAMENTO +++++++ ...~ ... FORM.PARIOUERA-AÇU
'
INDI FERENCIADO + + + +
Fig. 3 - Esquema das interrelações dos depósitos cenozóicos costeiros no sudeste do Estado de São Paulo.
A cronologia dos eventos descritos para a zona litorânea dá uma possível correlação
com os depósitos do planalto. Não existem depósitos correlativos na costa aos eventos tectosedimentares
descritos para o planalto, pois nessa época era a região caracterizada por forte
levantamento, sendo área fonte de uma bacia que apresenta cerca de 8.000 m de sedimentos entreoCretáceo
e o Terciário. A região era alvo de intensa atividade erosiva e os seus depósitos
estão localizados na plataforma continental brasileira, de estratigrafia ainda desconhecida.
Os depósitos existentes na costa, formações Pariquera-Açu e Cananéia, revelam indícios
de se correlacionarem com os depósitos do planalto no topo de sua coluna, como está
demonstrado no Quadro 1. A Formação Cananéia, sendo de idade quaternária e tendo uma
gradação em sua base para os depósitos da Formação Pariquera-Açu subjacente, devem estar
mais ou menos associadas no tempo. No entanto, as características torrenciais dos depósitos
desta última formação, são análogas aos depósitos das cascalheiras do planalto no início da formaçãoda
atual rede de drenagem. Assim, tentativamente, correlacionamos estes dois ciclos
litorâneos ao topo da coluna proposta para o planalto.
O trabalho de Fúlfaro (1974) definindo a linha estrutural do Paranapanema e as
recentES determinações de grandes elementos tectônicos no Sudeste Brasileiro, como indicado
pelos trabalhos de Torquato (1974) e Rezende (1973) Slgere a existência de compartimentos tectônicos
isolando áreas entre esses grandes alinhamentos. A correlação pura e simples de níveis
topográficos para todo o sudeste brasileiro é desta maneira precária. As correlações entre as

IDADE UTOLOGIA PREDOMINANTE E SITUAÇÃO GEOGRÁFICA AMBIENTE DEPOSIOONAL UTOLOGIA PREDOMINANTE E SITUAÇÃO GEOGRÁFICA AMBIENTE DEPOSICIONAL
o E/OU POSSlVEL CUMA E/OU POSSIVEL CLIMA
,< õ3
Z
Formação Cananéia (Local tipo: Cananéia, SP). Areias finas a muito MARINHO RASO
00:
Cascalheiras e Linhas de Seixos Associadas a CoIúvios. Apresentam-se TORRENCIAL.
finas de seleção extremamente boa com estratificações plano-paralelas Possíveis alternâncias
~freqüeI)temente em meia encosta e são resultado do retraba1hamento Possíveis alternâncias
~deciclos anteriores. climáticas. horizontais e cruzadas de pequena escala. climáticas.
:=>
-$. PLEISTOCENO ------------ --- -- --------------- -------- ----- -----------....-------- --------- ------------
t CascaJheiras constituídas predominantemente por seixos de FLUVIAL Formação Pariquera-Açu (Bacia Ribeira do Iguape). Cascalheiras de FLUVIAL
I
catcedônia (áptas), arenitos silicirlcados, quartzo e quartzito úMIDO quartzo e quartzito associadas a abundante matriz de areia e argila TORRENCIAL ÚMIDO
: : retrabalhados de ciclo anterior. Associam--se a esses níveis de cascalho em alguns locais passando, em direção ao mar, para teunos cada vez (pelo menos em parte).
I
I:
:
O
õ3 ~I -<
espessos corpos de areia com abundantes estratificaÇões cruzadaS.
Canal principal e afluentes do Rio Paraná.
----------------------------------
Cascalheiras constituídas predominantemente por seixos de quutzito
e secundariamente ca1cedônia (sílex). Localmente seixos de arenito.
Praticamente ausentes Oscorpos arenosos. Estratificaçôes 'gradativas e
~cruzadasnas cascaIheiras. Eixo principal da Bacia Hidrográfica do
---------------
FLUVIAL
ÚMIDO
mais finos, inclusive argilas transicionais.
------------------------------
Grande entalhamento da região da Sem do Mar, concomitante
seu levantamento =área fonte da Bacia de Santos.
ao
I
i
I
i
Rio Paraná.
~------------- ------ - ----- -------
Areias de panuIação média, freqUentemente com abundantes
estratificações cruzadas e níveis argilosos intercalados. Acham-se
situadas, em geral, ao longo das calhas fluviais atuais (Formações Rio
Claro,-Caiuá, São Paulo, Rio Grande, etc).
--------------
FLUVIAL
ÚMIDO
I MIOCENO --------------------------------- ---------------
I Areias e coIúvios reOelindo a litolopa das rochaa locais, sem TORRENCIAL
I
estrutura, assemelhando--se a solos residuais. Situam-se SEMI-ÁRIDO
I preferencialmente nos atuais divisores de água.
-t- ------- --------- EMBASAMENTO REGIONAL -------- "'"------------
+
O
u
QUADRO 1
Quadro Demonstrativo da Sucessão Estratigráfica do Cenozóico Paulista e suas Relações
com as Unidades do fim do Mesozóico.
DEPÓSITOS DO PLANALTO DEPÓSITOS LITORÂNEOS
.06
N
O
CRETÁCEO
SUPERIOR
Formação Bauru. Arenito argiloso, siltito, argilito, conglomerado e
calcário impuro. Sedimentos relativamente pobre em estruturas
sedimentares primárias indicando paleodrenagem similar à atual bacia
FLUVIAL
Semi-árido no início e
no fim (7) do ciclo.
'" ~hidrográfica do Rio Paraná.

---------
100 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
IDADE DEPÓSITOS DO PLANALTO DEPÓSITOS LITORÂNEOS ~~~rf!~O~~~S
D: o
ILI
z
Cascalheiros e linhas ~de Formação Cananéla . ã!
::;)
seixos associadas a colúvlo c
:a
....2. PLEIS1OCENO Ta
--I
T .... --Ta ----
Cascalhelras retrabalhadas ct Form. Pariquera-Açu i=1!
(ágata e arenlto sillclflcado) ..
t-
o...
T4
u. ------T4----o
Z ~,
/' , Cascalhelras com predoml- I J:
o ILI , ,
D: nlo de seixos de quartzito I \ Z
z t \
'ct TI \ -----TI-____
- -
Areias médias com abun- - I
(,)
\
D:
t- I levantamento \
a: dantes estratos cruzados z I
, ct
ILIMIOCENO Ta I da ,
Areias e cOlúvlos refletln- (,) I Serra do Mar ,
do o embasamento local I ,
I \
-----.,.---T1 -------- I \
rIS I \ -----T1 ----
CRETÁCEO Forma9ão Bauru
t- o I , -----Ta ---- ::E
ILI j \
::E SUPERIOR
,
T1.LI ""A DE TEMPO
Fig. 4 - Quadro demonstrativo dos eventos tecto-sedimentares entre os depósitos cenozóicos do Estado de São
Paulo.
diversas áreas devem ser reaIizadas a partir de levantamentos de colunas estratigráficas para
cada compartimento, a exemplo do que pode ser visto na Figura 4.
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----

INTERPRETAÇAO MORFOTECTONICA DO RELEVO
NO PLANALTO DO ITATIAIA
FAUSTINOPENALVA*
ABSTRACT
The author discus_ tha problom of the exlstonce of alpine galcial pbeDomena, during the Plei8toc:ste, in tbe ItotJaia p1ateau,
southeaotern BrazR. The idea was firat conceived by De Martoll1l8in 1940and developped m..tIy by bruRian and foreJsn geographera.
It saems that the necessary climatic conditions nev... existed, and typical glaciated land formo are absent in the area.
The very interesting morphologicsJ aspecto that led to suppose glacial ~sion, are rather easib' understood und... the inf1uenceof
the tectonic environment: circular faulting and colapse, grovity faulto and a very prominent joint system.
The intense jointing Iad, not onIy to the formlltion of a countless number of boulders, but also to the development of certain Iand
folms and some peculiar features in drainage pattern. Weatherlng and vegetation are also Importantin tbe devslopment of somo Iand formo.
RESUMO
No presente trabalho o autor apresenta o resultado dao suas observaç6es morfológicas no planalto do Itlltiaia. Ao executarmo.,
há alguns anos, o estudo da gsologia e toctônica da regilo, eativemos atentos, também, aos problemas da glac/aç40 p"'iBtoc'nica, CllJa
idéia foi laneada por De Martonne em 1940. De nossa parte, invocamos os elemontos da toct6nica pare explicar a morfologia dao cin:unvi.
zinh.nças das Aculhas Negt'88; achamos que os argumentos climáticos usados pelos gsomorf6logos aio multo duvidosos, foram muito distanciados
da idéia inic"l e as provas apresentadas nlo se harmomzam em conjunto, sendo por vezes inaceitáveis.
As condições climáticas que devem ter prevalecido naquelas altitudes durante o Ploistoceno, certamente Dlo foram favoráveis à
existência de tipicao geleiras, pois em comparaçAo com a situaçlo climática atual vê.se que é remota a possibilidade de que uma glaciaçAo
tenha ocorrido. As formas erosivas e os depósitos resultantes do transporto pelo gelo, os quais alo ca,'acteristicos no ambiente de uma
glaciaçlo do tipo alpino, nlo se apresentam no Itatiaia, nem mesmo em forma de veotlgios coÍ1cratos; es... evidências deveriam ser bastante
claras se considerarmos o pouco tempo decorrido desde a época glacialllté o presente.
Os fenômenos tectônicos, por demais evidentes no maciço alcalino do Itatiaia, explicam com muito maior propriedade as
feiçôes do relevo na regilo. Falhamentos circulares no final da intruslo permitiram o colapso do topo da meams e a f

104 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO SRASILEIRO DE GEOLOGIA
senciais, quando tivemos a oportunidade de apresentar a nossa opinião a respeito. Voltamos
agora ao problema, para estudá-Io de maneira mais ampla, discutindo-o nos seus pormenores, na
tentativa de elucidar os pontos básicos que originaram a oontrovérsia.
Depois de vários anos de convívio com a região, coletando dados para o estudo da
tectônica e a elaboração do mapa geológico do Itatiaia, colhemos informações que ilos pemitem
argumentar de forma muito mais segura que os estudiosos que nos precederam, os quais foram,
em sua maioria, visitantes de passagem ou excursionistas de alguns dias.
Estamos convictos, e tentaremos provar, que a morfologia do planalto do Itatiaia
não está ligada ao trabalho de geleiras de altitude, que teriam ocorrido no Pleistoceno, mas a
erosão: "modelou o relevo seguindo as condições impostas pelos elementos estruturais" (penalva,
1967, p. 188).
Fig.l
Maciço Alcalino de
Posso- Quatro
-/ Contato
- LEGENDA -
da intrusõo
~ Estrutura anelar
_Área acima de 2300m
~ Área acima de 2000m
MAPA 00 MACICO ALCALINO DO
APARECIMENTO E EVOLUÇÃO DAS ID~IAS GLACIAIS
ITATIAIA
Q 4)1a
A idéia de invocar o trabalho do gelo para explicar certas feições topográficas nos altos
do Itatiaia foi apresentada por Martonne em 1940. Esse pesquisador europeu, com toda a
sua autoridade, sugeriu um abaixamento de 6° a 7°C na média anual das temperaturas no Pleistoceno,
colocando a região nos limites da linha de neve perene. As chuvas abundantes causariam
1m abaixamento adicional, permitindo a nivação e a existência de uma pequena glaciação. A
idéia foi, porém, extemada com todo o cuidado, deixando claro que ela não representava uma
afirmação categórica (De Martonne, 1943 - 44).

PENAL VA 105
A novidade foi acolhida com entusiasmo pelos autores nacionais estudiosos da
~omorfologia, que ampliaram o seu alcançe e passaram a buscar as provas da sua realidade.
Nota-se que a idéia básica de De Martonne foi deturpada, sendo usada por aqueles que já tinham
idéia formada a priori. Com o espírito predisposto a aceitar os fatos em questão, foram
facilmente impressionados pelos aspectos realmente sugestivos que apresenta o relevo do planalto
(Fig. 2 e 3), aceitando as idéias glaciais sem antes levar em consideração os importantes
elementos fornecidos pela geologia.
Fig. 2 - Soleira (atrás do Abrigo Rebouças) originando charco em espécie de anfiteatro.
Destaque para as Agulhas Negras (no fundo, à esquerda), as diáclases e os matacões.
Fig. 3 - Sistemas de diaclasamento (vertical e horizontal), originando matacões
(arredondamento in situ). Ao fundo, as Prateleiras.
Hoje podemos perceber que a confusão se deveu, em grande parte, ao desconhecimento
dos elementos da geologia, os quais só agora foram estudados com relativa profundidade.

106 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Apesar disso, os geólogos e alguns geomorfólogos mantiveram certa reserva com respeito às
idéias glaciais, achando-as improváveis.
Silveira (1942) e Ruellan (1943) seguem-se e de Martonne, apresentando a g.laciação
como fato indiscutivel. O depósito de piemonte das imediações da cidade de Itat~aia é tomado
IDr Silveira como sendo o tilito resultante das geleiras do planalto. Rich (1953) visita a região,
em excursão de reconhecimento, e enumera várias provas do fenômeno, incluindo um vale BI1 U,
blocos erráticos e as caneluras. Afirma que, no seu conjunto, o planalto lembra uma região fortemente
trabalhada pelo gelo.
Ab'Saber e Bernardes (1956) voltam ao problema, alinhando várias provas favoráveis
à glaciação, sintetizando as idéias aparecidas até então. Mencionam rosário de lagoas, vales em
U, drenagem desorganizada e depósito flúvio-glacial. Maack (1957) também publica suas observações,
vindo em apoio dos defensores da glaciação.
Ebert (1960) estudou a zona, nordeste do maciço, nas proximidades da vila de Mauá,
percorrendo os vales dos rios Preto, Morro Cavado e Bonito (Riachão). Procura provar a forma
em U dos talvegues (hoje assoreados) e interpreta os depósitos dos mesmos como sendo um
barro a bloco, sedimentado pelas geleiras originadas no planalto. A linha de neve perene pleistocênica
estaria a 2100 m de altitude. Barbosa (1962) visitou o planalto e julga ter reconhecido
todos os indícios de glaciação anteriormente apontados. Em 1969 Christofolettianalisa o breve
capítulo sobre a geomorfologia do planalto, pertencente a trabalho que publicamos sobre o
Itatiaia (Penalva, pp. 182-90) e não aceita nossas ponderações, optando por um modelado
glacial.
Domingues (1952) foi um dos primeiros autores a manifestar sua opinião contrária às
idéias glaciais, chamando a atenção para a pequena altitude da região. Odman (1955) preferiu
invocar o intemperismo, as abundantes chuvas e o diaclasamento para tentar interpretar a situação
atual do planalto. Em 1957 um grupo de geomorfólogos publicou uma série de observações
sobre o Itatiaia, após terem visitando a região em 1956 (excursão de 2 dias, guiada por
Ab'Saber), durante o XVIII Congresso Internacional de Geografia (Cailleux, 1962). Na tradução
fEita por Christofoletti verifica-se que a maioria dos congressistas não aceitou como condusivos
os indicios e argumentos apresentados por Ab'Sáber (p. ex. Raynal, Dresch, Birot,
Macar, Mortensen e Lefevre). Teixeira (1961) procura valer-se de elementos tectônicos para explicar
certas feições do planalto, deixando de lado as idéias glaciais.
Ao percorrer a literatura que trata do assunto, percebe-se que a maioria dos defensores
da glaciação somente ve o fato realizado, tentando caracterizá-Io a todo custo. Poucos ensaiaram
um estudo crítico de conjunto, analisando as possibilidades teóricas do fenômeno, considerando-se
o clima, a altitude e a área da região, e comparando esses fatores com a amplitude
da glaciação suposta.
ARGUMENTOS CONTRÁRIOS A UMA GLACIAÇAo PLEISTOC:€NICA
Durante a temporada de trabalho na região estivemos sempre atentos na coleta de informações
para o mapeamento, a interpretação tectônica e a presumível glaciação. Na verdade, procuramos
reconhecer as evidências apontadas pelos autores e confrontá-Ias com todos os demais aspectos
do conjunto, tendo em vista que os resultados do trabalho do gelo sobre o substrato rochoso
apresentam características bem definidas (Engein e Caster, 1952; Flint, 1953). Das observações por
nós realizadas e dos dados gerais recolhidos na literatura, pudemos reformular os fatores básicos envolvidos
na interpretação do problema.
Altitude e Clima
Quando se fala em glaciação no Itatiaia, é lembrada a altitude de quase 2800 m das
Agulhas Negras. Mas não devemos esquecer-nos que o ambiente real dos fenômenos glaciais estaria
localizado abaixo dos 2500 m, pois são restritas as áreas que ultrapassam essa altitude
(pouco mais que 10 km2) . Por outro lado, não chega a 80 km2 a área dentro e fora do planalto
acima dos 2000 m, por demais pequena para sustentar uma glaciação como aquela imaginada
IDr Ebert(1960), Silveira (1942) e outros. Não se compreende como de 111ft área tão pequena

PENAL VA 107
pudessem se deslocar geleiras a 20, ou mesmo 12 km de distância.
A posição da linha de neve perene pleistocênica no Itatiaia é assunto controvertido.
Ebert (1960) imagina que ela tenha alcançad9 2100 m, enquanto que Odman (1955) a coloca a
4500 m no Pleistoceno e 4800 m atualmente (p. ex. nos Andes, em latitude idêntica).
Considerando que a temperatura média anual no planalto do Itatiaia é de 11°C, é
difícil acreditar que o planalto tivesse sido atingindo pela linha de neve perene em qualquer
momento da idade glacial quaternária. O mês mais frio do ano é julho, e no planalto tem média
dJ 8°C. É certo que a temperatura noturna cai abaixo de O°C com certa freqüência, e a geada e
a umidade congelada do solo, quando ao abrigo do sol, conseguem às vezes persistir durante
tndo o dia. Porém, fevereiro que é o mês mais quente, tem média de 14°C. A média das máximas
nesse mesmo mês alcança 17°C. O abaixamento da temperatura média anual deveria ter
rido suficiente para colocar as médias dos meses de verão não muito acima de O°C, de modo a
preservar boa parte da neve acumulada no inverno.
Muito importante é o fato de que atualmente o inverno na região é bastante seco,
com precipitação quase nula. Esta se realiza essencialmente no verão, com dias quentes e
chuvosos. Se não admitirmos uma mudança radical na distribuição anual da precipitação, não
conseguiremos explicar a queda da neve alimentadora das geleiras.
Como sabemos, a existência de geleiras só é possível onde a queda de neve é relativamente
abundante e onde a temperatura média é suficientemente baixa para permitir a conservação
de boa parte da mesma. De maior importância são os valores das temperaturas médias
nos meses de verão, pois se as mesmas forem altas, toda a neve caída no inverno se derreterá.
Intemperismo
É um agente do trabalho geológico que não tem sido devidamente considerado nos
&Jtudos do planalto. Mesmo a formação das marmitas e caneluras, onde o intemperismo químico
é responsável direto, não foi por todos aceita, sendo tomadas por alguns como resultado da
atividade do gelo em movimento.
O intemperismo físico e químico completam-se mutuamente. Anotamos diferenças de
temperatura significativas: 4°C no solo e 15°C no ar; O°C em uma marmita, na rocha ao lado
20°C. De maior importância, porém, é o trabalho do congelamento da água embebida na rocha
Em decomposição ou infiltrada nas inúmeras diáclases. O trabalho mecânico executado pela água
ao congelar-se, vai enfraquecendo a rocha nos blocos e afloramentos, e permite que o intemperis-
DD químico avance profundamente para dentro das rochas. O grau de decomposição não é
muito intenso, mas é com dificuldade que se consegue amostras realmente frescas. A rocha vai
ficando friável, os blocos menores desmancham-se e as superfícies maiores descascam, originando
um farelo grosso que pode ser visto no chão, nas trilhas e marmitas. São freqüentes também
0'1pedaços de rochas na forma de lascas, espalhados pelas encostas das elevações do planalto,
lembrando a atividade do intemperismo físico nas regiões periglaciais. Esse resultado do mtemperismo
permite a formação de aspectos menores da topografia e que foram tomados como
nichos glaciais.
A vegetação, associada à grande umidade do verão chuvoso, representa um pap~l
importante no intemperismo químico nas áreas mais baixas do planalto.
Topografia e drenagem
Concordam os geólogos que certos aspectos, como vales em U, circos, vales suspen-
80S, podem aparecer isolados em regiões não afetadas por erosão glacial. Somente se pode falar
Em trabalhos do gelo quando estão reunidos todos os aspectos erosivos, os sedimentos típicos
resultantes e as condições topográficas e climáticas apropriadas (Flint, 1953).
Quando, em ambiente glacial, a rocha apresentar zonas de fraqueza ao longo do vale,
o gelo escava bacias com a mesma forma do circo glacial (vide adiante), resultando daí os rosários
de lo,gos em degraus dentro do vale em U, na fase pós-glacial (Engeln e Caster, 1952). Os
rosários de depressões lacustres ao longo de riachos, e que representariam (Ab'Saber e BEnlareles,
1956) uma desorganizada drenagém pós-glacial, nio são tão comuns ê nem !lemp1'9favorecem
esta idéia. O Rio Aiuru6ca apresenta uma série delas quando atravessa zona de corredeiras,
ao buscar o boqueirão de saída do planalto. O ribeirão das Flores apresenta dois pontos

108 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
onde atravessa zonas de charco (a montante do abrigo Rebouças) , o mesmo acontecendo com o
afluente do Rio Campo Belo, que nasce a leste das Agulhas Negras. Em ambos os casos, essas
áreas planas são o fruto do trabalho de retenção de soleiras, em vales que em nada lembram
erosão glacial.
Existem várias lagoas no planalto, isoladas ou ligadas à nascente de riachos. São
sempre rasas, com 1 m de profundidade no máximo; a lagoa Bonita (Fig. 4) , sul das Agulhas
Negras, vai pouco além de 1 m. Esta, bem como a lagoa a norte do Leão e outras duas, 4 km a
reste da Pedra do Altar tem ligação clara com a drenagem. Porém. aquela a norte das Prateleiras
e outras seis a sul da Pedra do Altar (Fig. 5)são totalmente isoladas, sem saída aparente.
Em nenhum caso, no entanto, assemelham-se aos lagos que se formam dentro de vales ou circos
glaciais (vide logo adiante).
Fig.4 - Em primeiro plano, lagoas e charcos relacionados com soleiras e intenso
diac1asamento (sul das Agulhas Negras).
As várzeas localizadas nas nascentes dos rios Preto e Aiuruóca (Fig. 6), foram supostas
como amplos circos glaciais (De Martonne, 1943-44). Em região glacial, a erosão aumenta as dimensões
do nincho inicial, dando ao circo a forma típica de uma meia taça.
Na maioria dos casos, o circo glacial apresenta, em perfil longitudinal, a forma de uma
bacia assimétrica, com a parte mais profunda a montante (Engeln e Caster, 1952). Disso resulta que,
após o degelo, o antigo circo é ocupado por um lago. Com o progresso da erosão dentro dos circos, os
divisores entre circos contÍguos se estreitam e finalmente se apresentam como cristas agudas e denteadas.
Isto não acontece na região do planalto. Da mesma forma, não se observam os demais
elementos indicadores da atividade do gelo, quais sej am, as formas de erosão logo abaixo das várzeas
(vales em U), bem como os sedimentos resultantes do transporte.
Na realidade, nenhum circo, vale em U, vale suspenso ou qualquer outra evidência de
erosão glacial se apresenta de foma clara e indiscutível.
Depósitos glaciais
o tilito é a rocha típica de ambiente glacial, com ausência quase total de estratificação
e seleção no tamanho dos fragmentos. Existe, porém, a possibilidade de outros tipos de
sedimentos (tálus, cone de dejeção) se confundirem com o tilito, principalmente quando afetados
pelo intemperismo quimico. No estudo de um tal depósito é necessário verificar se as demais

PENAL VA 109
Fig. 5 - Conjunto de lagoas isoladas, a sul da Pedra do Altar. Veja-se o grande número
de ma tacões e diáclases.
Fig. 6 - Do alto da Pedra do Altar, visão da várzea do Aiuruoca, retida por soleira (anel
morfológico intermediário). Ao fundo a Serra Negra (porção norte da estrutura
anelar externa).
características de um ambiente glacial se manifestam de modo seguro e se não estão presentes
evidências de uma outra provável origem do sedimento.
O depósito de talude das imediações da cidade de Itatiaia foi apontado por Silveira
(1942) COOlOsendo o tilito que provaria a glaciação. Mas esse autor não apresentou outras
provas que deveriam ser por demais evidentes, se considerarmos uma geleira que transportou
IIIlterial a quase 20 km das Agulhas Negras, até a cota de 500 m; o Rio Campo Belo e o ribeirão
das Flores deveriam ter vales em U característicos, e ligação evidente com circos glaciais típicos.
A distância alcançada pela frente da geleira depende da eficiência das fontes de alimentação e de
um clima regional com temperaturas pouco elevadas. Nas zonas tropicais essas distâncias são

110 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
Fig. 7- Seqüência de bloco-diagramas mostrando a evolução de uma paisagem em
biente glacial, destacando os aspectos típicos resultantes da erosão (lagos,
cos, cristas, vales em U, etc.) Apud Flint, 1953.
amcir-

PENALVA 111
em geral pequenas, devido à rápida elevação da temperatura ao diminuir a altitude.
Ab'Saber e Bernardes (1956), na tentativa de simplificarem o problema, parece que o
complicaram ainda mais, pois acham que o mesmo depósito tem origem mista. O material
trazido do planalto pelo gelo teria sido posteriormente retrabalhado pelas torrentes do degelo,
que o trouxeram para o sopé da montanha.
Ebert (1960) estudou a região NE do maciço, e nas imediações da vila de Mauá encontrou
supostos vales em U e sedimentos glaciais (barro a bloco) noleito dos rios Preto e
Bonito (ou Riachão). Teriam assim as geleiras alcançado 12 km fora do planalto, na cota de
1.100 m. Ainda aqui o fenômeno seria de grande magnitude, deixando marcas evidentes as
q..lais o autor deveria ter buscado pelo Rio Preto acima, até o interior do planalto. O Rio Bonito
nasce fora do planalto, no flanco da estrutura anelar (Fig. 1), e dificilmente uma geleira poderia
ser alimentada o suficiente para alcançar a distância e altitude mencionadas, a não ser que a
linhade neve perene tivesse descido abaixo dos 1800 m (Ebert supõe que ela desceu até 2.100
m).
De nossa parte, acreditamos que os depósitos de talude são de caráter elúvio-coluvial
e se formaram de uma mistura de fragmentos e blocos de dimensões variadas, com material de
natureza argilosa derivado do intemperismo quimico e que desceu as encostas do maciço pela
açãoda gravidade; as abundantes chuvas na escarpa da encosta da serra auxiliaram no rastejo
do material. No caso especial do depósito das proximidades de Itatiaia, o regime torrencial do
Rio Campo Belo imprimiu ao mesmo o caráter parcial de um cone de dejeção, daí resultando um
depósito fanglomerático de características mistas.
Os depósitos descritos por Ebert, similares a outros mais vistos por nós, certamente
contaram com a energia dos rios por ocasião das enchentes, quando o volume das águas se multiplica.
MUItos dos blocos, que rastejaram com o manto de decomposição pela encosta, estabilizaram-se
acima do nível alcançado por aqueles que ganharam o leito dos rios e foram levados
a maiores distâncias.
Em todos os casos a tendência é a mesma observada por Ebert. O material que desce
vai sendo transformado, pelo intemperismo quimico, no barro a bloco (boulder c1ay), o que ainda
facilita seu escorregamento e rolamento. Atualmente, após longo tempo sujeitos à decomposição,
os blocos do tálus estâo arredondados; muitos deles foram totalmente decompostos, ou só resta
o núcleo central envolvido por capas concêntricas esferoidais. Nos países tropicais édese esparar
seja encontrado com certa freqüência êsse barro a bloco, associado às zonas de relevo mais
acentuado e rochas favoráveis. Foi a confusão com esse tipo de depósitos que levou Agassiz a
encontrar, ainda em 1865, vários exemplos de sedimentos glaciais no nosso país, inclusive no
Amazonas e no Rio de Janeiro.
Ab'Saber e Bernardes (1956) citam De MartOI1ne para dizer que o tálus do Itatiaia é
um depósito anômalo de piemonte, pois nenhum outro se encontrou no sopé da Serra do Mar e
Serra da Mantiqueira. Talvez não se deu a devida consideração à natureza da rocha, ao clima e
ao porte do relevo. Os gnaisses e xistos são pouco diaclasados e muito mais facilmente intemperisados.
No ambiente chuvoso da floresta atlântica será muito difícil descobrir os raros depósitos
de tálus porventura formados.
Do exposto se depreende que, quer no seu conjunto quer isoladamente, nenhuma das
caracteristicas de uma região glacial está representada no Itatiaia. As formas erosivas e os
depósitos propostos, não suportam uma análise mais profunda; em geral, cada argumento tem
um peso diferente, faltando harmonia à interpretação do conjunto. Os depósitos glaciais, por
ex:emplo, estão muito baixos e muito distantes, sem apoio de circos e vales típicos de grandes
dimensões que os sustentassem.
A TECTONICA COMO BASE DA INTERPRETAÇÃO
Não é nossa intenção negar dogmaticamente a presença de gelo do Itatiaia. Com o
abaixamento de vários graus na temperatura média anual e com a mudança no regime estaciona!
das precipitações, é possível que tenha ocorrido a formação de pequenos depósitos de neve e
gelo, num ambiente periglacia!. Tudo depende de as condições climáticas terem permitido a
parenidade do gelo, apesar dos dias mais quentes de verão. No entanto, achamos pouco provável
que tenham existido condições para formação de geleiras. É inegável, porém, que ainda hoje o

112 ANAIS DO XXV'" CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
trabalho do gelo é um importante agente do intemperismo físico.
De nossa parte, coerentes com o que nos foi dado observar, colocamos os fenômenos
tectônicos como base para a interpretação geomorfológica, relegando os problemas climáticos a
um plano secundário. Os elementos estruturais comandaram os processos erosivos, contando
rom o auxílio do intemperismo físico e químico.
12 A fase de colapso e o falhamento das intrusivas
O planalto do Itatiaia foi por nós interpretado (Penalva, 1967) como sendo conseqüência
de uma fase de colapso do topo da intrusão alcalina, no final da sua consolidação. Desses
falhamentos circulares resultou uma área interior deprimida e circundada por uma muralha
circular de 9 km de diâmetro. Outras estruturas arqueadas de extensâo limitada e de diâmetros
menores estão presentes (Fig. 1); exercem um controle evidente sobre a drenagem nos setores N
e NE (Fig. 6) e também no sul. Essas estruturas menores são as responsáveis pela existência
das várzeas do Rio Aiuruóca e Rio Preto; agem como soleiras e exercem o efeito de um nível de
base local.
Falhamentos retilíneos em grande número foram suspeitados, penecontemporâneos à
intrusão ou de idade terciária e quaternária. São responsáveis pelas grandes linhas estruturais
observadas no planalto, com destaque o vale dos Lírios. O rebaixamento da muralha externa no
setor sul e a escarpa do vale do Paraíba são considerados também como resultado dos falhamentos
que originaram a fossa tectônica hoje ocupada pelo vale do Rio Paraiba. O depósito de
pie monte que Silveira (1942) menciona como sendo tilito, está ligado a essa escarpa e ao regime
torrencial do Rio Campo Belo.
Fig. 8 - Lagoa com dreno subterrâneo a SSW da Pedra do Altar (Veja-se também o
papel da vegetação no represamento).
2!l) A importância do diaclasamento
Podemos afirmar, sem sombra de dúvida, que o intenso diaclasamento das intrusivas
alcalinas é o principal responsável pelo aspecto do planalto, e que a todos impressiona. Apresenta-se
em sistemas variados, alguns deles bem definidos: vertical nas Agulhas Negras (Fig. 2),
horizontal nas Prateleiras (Fig. 3), etc.
Uma quantidade imensa de blocos vai sendo afrouxada e iiberada, desagregando a
rocha e atulhando encostas e vales (Fig. 4). Vão desde alguns decímetros até vários metros de
diâmetro e muitos deles já se acham relativamente arredondados ainda in situ (Fig. 3). Alguns

PENAL VA 113
pequenos vales são claramente condicionados por direções de diáclases, enquanto muitas careluras
também o são.
A desorganização relativa da drenagem, tida como fenômeno pós-glacial, é conseqüência
da luta contra a geometria tridimensional imposta pela tectônica. Quando uma direção
de diáclases bem pronunciada ou uma lombada intercepta um riacho, esse elemento morfolágico
agecomo uma soleira, determinando um nível de base local. O resultado é sempre uma área
plana e alagadiça, ou pequena lagoa (Fig. 8).
As depressões planas, charcos e lagoas, tem a sua gênese ligada, também a uma intensa
e eficiente drenagem subterrânea, através de juntas e falhas; vemos a todo momento a
água minar das fraturas, em trânsito para níveis mais baixos. Algumas pequenas lagoas a S da
Pedra do Altar (Fig. 8) tBtão práticamente isoladas em um núcleo rochoso muito fraturado. O
material solubilizado pelo intemperismo deve ser levado através das fraturas, enquanto que os
resíduos são evacuados em suspensão durante as grandes chuvas (Do mingues, 1952). Finalmente,
não devemos nos esquecer que a vegetação, principalmente os pseudotroncos da gramínea
Cortaderia modesta, os quais exercem uma ação de represamento, pois "cobrem as várzeas do
solo úmido e de terra preta", "onde o solo ainda é, periodicamente, pantanoso" (Brade, 1956,
p.29). No conjunto da lagoa Bonita (Fig. 4), bem como na lagoa das Prateleiras, o papel da Cortaderia
e da Xiris é evidenciado claramente, retendo detritos, represando as águas e permitindo
o entulhamento dos charcos.
OONCLUSÕES
1. Se o clima e a altitude permitissem uma glaciação de montanha, o ltatiaia conservaria
hoje as marcas indubitáveis do fenômeno, pois as suas caracteristicas tectônicas (cúpula
reprimida, falhamentos lineares e intenso diaclasamento) favoreceriam sobremaneira o trabalho
do gelo.
2. O tempo geológico decorrido após o fim da presumível glaciação no Itatiaia é
muito curto. Assim, as provas apresentadas por Silveira, Rich, Ebert e outros estariam ainda
presentes de forma irrefutável, como em muitos lugares do hemisfério norte.
3. Se, por condições que nos escapam, houve a possibilidade de algum gelo permanente,
foi coisa insignificante; e se deixou alguma evidência, já foi destruída.
4. Os argumentos apresentados pelos defensores da glaciação, em geral são fracos e
sem conexão lógica entre si (alguns chegam mesmo a ser absurdos, como o tilito de Silveira, os
circos de De Martonne e o vale em U de Rich) .
5. As condições de clima e altitude para a formação de geleiras no Itatiaia são dificilmente
aceitáveis. Os resultados da erosão e transporte no planalto em nada são comparáveis
aos exemplos bem conhecidos das regiões glaciais; nenhum dos 3 vales que drenam as águas do
planalto mostram erosão glacial, mesmo em sua cabeceiras.
6. Sentimos que houve um excesso de boa vontade em provar a idéia, a qual era uma
novidade muito atraente. E aquele que a não aceitaram, pouco fizeram para negá-Ia em bases
firmes .
7. Os elementos da geologia estrutural,até hoje em grande parte ignorados, explicam
com muito mais propriedade a topografia, drenagem e outras feições do planaltD.
8. Os falhamentos circulares e retilíneos e o impressionante diaclasamento comandaram
o desenvolvimento dos vales, lagoas e um sem número da matacões espalhados pelo
planalto.
9. O intemperismo, físico e químico, auxilia a modelagem do relevo, enquanto a
wgetação contribui na formação de charcos e lagoas, obstruindo vales e retendo detritos.
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o QUATERNÁRIO DA ÁREA INTERIOR DO RIO PARDO,RS
TÂNIA DUTRA GONZAGA*
ABSTRACT
The present paper is a first attempt to characterize the interior sedimentary Quatemary areas of Rio Grande do Sul Stete,
Brazil, by using as a modol part of the middle portion of the Rio Pardo valley,
The following aspecto were identified:
1 . there werepredominant warm, 8emi.arid conditiona initially, altemated withhumidperioda, from the fina1partoftheTertiary
up to the heginningof the Pleiatocene (Nebra8kan-Aftonian limit); thoae conditiona bl'Oughtup the formatiem ofpJaneted surfacea and Iria corre1ated
terrBCe levela with grave1a at laeat under two cycle8;
2 . a gradual passage ocurred, leading to more humid climate8, different than the on~ nowadays prevailing, la8ting until
the final of the Pleistocene. Two low terraces with gravei, covered with soila appeared in this phaaa, being related to the variationaof the Rio
Pardo base levei and cJimatic changas;
3 - the advent of a atage, finally, represented by the pre8ent climatea, with the formation of less expressive terracea assoeiated
only to local variations of the base levei in the drainage network.
Similar evente, wich ocurred in other parts of Brazil and on the coastal regions of the state as well, can be correlated with
those present within the studied ares.
INTRODUÇÂO
Com o progresso das pesquisas sobre os depósitos quaternários na zona litorânea do
Estado do Rio Grande do Sul e, com os estudos de caráter mais regional, realizados por Ab'Saber
(1969) nas zonas interiores, nosso interesse foi despertado no sentido de uma maior caracterização
gmética e evolutiva destes sedimentos. Por outro lado, o atual conhecimento dos renômmos,
não só de flutuações do nível do mar, mas também paleoclimáticos, que atuaram junto à
costa, permitiram deduzir que estes devem ter exercido alguma influência no sentido de uma
salimentação para o montante daquela drenagem pretérita, que possuía um controle de nível de
base regional, efetuado pelas várias altitudes do mar durante o Quaternário. De modo smilar,
as condições paleoclimáticas que existiam nesse período deveriam, com segurança ser razoavelmente
universais para o estado, sendo, não só sua existência, mas também suas flutuações, passíveis
de registro em áreas favoráveis a alguma sedimentação quaternária.
Trabalho realizado como dia8ert8Çio de ~trado no Curso de Pós.graduaçio em GeociAnciaa da UFROS, sob 08 auaplci8 do CNPq
.Peaq. Aaaist./CNPq
--------

116 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
fr~ //.tio.

GONZAGA 117
nárias do interior do Estado do Rio Grande do Sul, sintetizar sua gênese e evolução morfológica
e sedimentar e aproximar os fatores que envolvem suaindividualização.
Para tanto, foi selecionada, dentre os vários locais visitados, uma área de cobertura
sedimentar quaternária, no vale do Rio Pardo. Sua localização geográfica de fácil ace&

118 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Morfologicamente, a área estudada situa-se numa posição limítrofe entre o front do
relevo de cuesta, mantido pelas formações Botucatu e Serra Geral, e o início da região fisiográfica
caracterizada como Depressão Periférica, mantida aqui apenas pela Formação Santa
Maria.
Conforme se pode observar no exame do mapa da Figura I, a forma da área está, as.
sim, condicionada a duas paleotopografias contrastantes, isto é, de um lado, um front de cuesta
festonado estabelece o limite norte e, de outro, uma sucessão de colinas baixas, submamelonadas,
que mantém uma região elevada ao longo de todo o limite sul da área na região. Vindo
do norte, o contorno dos sedimentos quaternários sofre uma inflexão para leste e sua sedimentação
transgride, a norte, as faldas do limite do front de cuesta.
A transição entre a cuesta e as colinas da depressão está marcada por uma sucessão
de morros-testemunho, dispostos em arco, de concavidade voltada para leste, e que estabà.ecem,
por sua vez, o limite oeste da área quaternária.
Desse modo, a sedimentação, na região, obedece nitidamente a um grande conjunto
morfológico prévio, mas igualmente se configura através de feições menores do mesmo, ingressando
ao longo dos talvegues fósseis e estabelecendo um limite de sedimentação de contornos
irregulares.
O fato de as colinas situadas a sul possuírem cotas de baixo valor, em torno de 100 a
80 m, resultando em um nível de base também baixo e provavelmente, em um pequeno volume
de detritos sólidos disponíveis à época de assoreamento da região, fez com que a sedimentação
não transgredisse em muito esse relevo, reduzindo-se apenas a um tipo de sedimentação de talvegue
amplo.
No que diz respeito aos aspectos geométricos os depósitos podem ser agrupados em
três categorias: lentes, depósitos lineares e camadas.
No conjunto de lentes se distinguem as cuneiformes de depósitos de encosta, que se
apresentam como uma franja descontínua ao longo da periferia da área, e as lentes planoconvexa
distribuídas ao acaso nas porções mais internas. Em ambos os casos as dimensões
variam desde algumas dezenas até várias centenas de metros de eixo longitudinal e com espessuras
que oscilam de 0,5 até 10 m, na seção mais espessa. No caso das lentes da periferia, fenômenos
de coalescência resultaram em depósitos lenticulares expressivos.
Sob a denominação de depósitos lineares, enquadramos todos aqueles caracterizados
como paleocanais, arenosos e conglomeráticos, cuja descontinuidade lateral foi constatada. Sua
goometria se caracteriza por aquela resultante do preenchimento completo de um canal por
acreção vertical, resultante do abandono do meandro, ou pela formação de diques marginais, onde
em ambos os casos, o comprimento dos depósitos varia entre a centena e o milhar de metro e
com espessuras nunca superiores a dois metros. A freqüência de tais depósitos é baixa e se encmtram
restritos ao interior da área.
As camadas são normalmente pouco espessas (0,5 - O,7m) refletindo possivelmente
uma sucessão de estratos constituídos tanto por sedimentos, como por solos desenvolvnos em
planícies de inundação, e depósitos arenosos e conglomeráticos de acreção lateral. Constituem,
aparentEmente, o arcabouço sedimentar mais expressivo da área.
litologia
Devido a grande variedade de .tamanhos e cores apresentadas pelos sedimentos, a
presença de material orgânico e a repetição de uma série de litologias que ocorrem c

GONZAGA 119
Foto 1 - Material dos Depósitos de Encosta (Terraços de Pedimento): Corridas de Lama e
Pedra, Conglomerados e Areias Fluviais.
j lentes de mate,ial fino, coluvial
~ canais (conglomerados de p,eenehimento)
~ ,ampas de colúvlO sobre os canais
Is:v..z~ canais (conglomerados de p,eenehimento)
Fig. 2- Registro Observavel dos Depósitos de Encosta (Terraços de Pedimento ) Junto a RS-3.
A) Corridas de lama e pedra (Foto 1 e Fig. 2)
Constituídas de material muito mal classificado, com grande variedade de tamanho
de grão e com predominância ora da matriz, ora dos fenoclastos. Estes últimos são angulosos e
de tamanhos que vão desde grânulos até pedras. O material que compõe estas corridas de lama e
pedra não possui qualquer estrutura interna e constitui, na área, grandes cunhas, dispostas em
forma de leque.
B) Conglomerados e areias fluviasis (Foto 2 e Fig. 2)
FOr1nlldoB de uma mlUleirl1 gerl1l por .mI1terial extremllmente m~ cla~ificado,
Os conglomerados possuem fenoclastos angulosos a subarredondados, de tamanho
variando de seixo a grânulo, litologicamente constituídos de basalto e arenitos da Formação
o I
4 I
Bm

120 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Botucatu, com- matriz estratificada, variando desde areia grossa até silte e argila. O cimento
ferruginoso lhes confere cores de tonalidade ocre e marron-claro. As camadas, quando evidenciadas,
mostram-se inclinadas entre 15 e 25°, denunciando uma deposição em declives e apresentando
uma espessura variável entre 0,5 e 1 m. Estes conglomerados ocorrem na forma de lentes
de cascalho imersa ora em lentes maiores de areia e argila, ora em camadas ferruginizadas de
mantos de colúvio. A relação arcabouço-matriz, estabelece a ocorrência só de ortoconglomerados
petromíticos. O baixo grau de arredondamento observado nos fenoclastos, assim como a variedade
de sua composição litológica indicariam procedência de fonte próxima e um pequeno
transporte, realizado em meio denso. Segundo Christofoletti e Penteado (1970), e:;tas características
são próprias de cascalheiras originadas de movimentos sobre as vertentes (pedimentos
da;ríticos), constrastando enormemente com o encontrado no interior da área onde, como será
visto, o arredondamento é sempre bom.
As areias fluviais apresentam estruturas primárias do tipo corte e preenchimento.
Granulometricamente, variam de grosseiras a médias, com certa percentagem de fragmentos de
rocha, uma matriz silto-argilosa e cimento ferruginoso.
C) Colúvios
São freqüentes nos depósitos de periferia e se caracterizam por um material arenosíltico,
com alguma estrutura de escorregamento visível, baixa coesão, via de regra com uma estrutura
frouxa e, por isso, permeáveis. Cores de cinza a vermelho (Foto 2).
foto 2 - Depósitos de Encosta (Tp). Os conglomerados (1), nrl(mna4.:-leJ;les de cascalho
imersas em lentes maiores de areia e argila ou em camadas ferruginizadas de mantos
de colúvio (2).
No interior (Fig. 4 e Fotos 6 e 7)
Foram constatados os seguintes tipos litológicos, por ordem decrescente de ocorrênda:
A) Areias finas a médias
Relativamente bem classificadas, de cores pardas e pouco consolidadas ou amareladas
e endurecidas por ferruginização, mostram espessuras que variam desde alguns centímetros
até 10 a 15 m. As areias finas de cor parda são constituídas por grãos de quartzo imer-
80S em matriz síltico-argilosa. Algumas camadas apresentam cor esverdeada pelo alto teor de
matéria orgânica que contém e que chega a constituir, em alguns locais, abundante flora fóssil
de material distribuído desde folhas até troncos. Em alguns pontos à montante, as areias
apresentam estruturas primárias do tipo estratos cruzados (fore-set beds e acanaladas).

GONZAGA
Foto 3- Corte ao Longo da RS-3, Mostrando a Disposição dos Depositos da Periferia daÃrea,
Esquematizados na Figura 2.
Foto 4- Nível Orgânico nos Depósitos do Interior da Área.
B) Areias conglomeráticas
São areias quartzosas com grãos de tamanho variando de areia a silte e englobando
seixos de basalto, na maioria das vezes, ou de arenito da Formação Botucatu. mais raramente.
A matriz é composta por um material síltico-argiloso, de cor amarelada. São encontradas como
uma camada entre os depósitos conglomeráticos (Foto 7).
C) Ortoconglomerados petromíticos
Contendo fenoclastos de basalto, de tamanhos de seixo a grânulo, de subarredondados
a arredondados e imersos em uma matriz areno-síltica, ocasionalmente argilosa. Esse
material corresponde aos terraços aluviais de Penteado (1969) e Christofoletti e Penteado (op.
121

122 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
80'lntemp.mecamco -ln m.q CI)
vento -movo de massa
águas correntes .águas
70
'" _ - - - correntes
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50
Imecânico e. quf.\
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I-águas
correntes
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40 I
I
ao I
-intemp'. mecânico
'mov. de massa
.águas correntes
30 "10 50 60 7 80
de precipitação anual(po1eg.)
Fig. 3 - Regiões Morfogenéticas Hipotéticas.
A importância relativa dos processos de intem.
perismo e erosionais está indica da pela ordem
em que estão listados (segundo Leopold Wo~
man e Miller, 1964).
cito )
D) Argilas
Compondo o conjunto de lutitos do interior da área vamos encontrar um material
muito variável: argilas arenosas de cor castanha e estrutura maciça, argilas plásticas, algo
arenosas, também com estrutura maciça e cores variadas de castanho, argilas siltosas maciças
de cores cinza amareladas, devido a impregnação com óxido de ferro e argilas muito puras, de
cores escuras, constituindo horizontes de solos, com estrutura colunar e fragmentos de raízes.
Foto 5- Aspecto Atual do Canal do Rio Pardo, em Direção à Montante.
As camadas argilosas, seguem os siltes e areias numa seqüência gradacional no in.
terior da área. Repetem.se frequentemente em toda a região à juzante e são ocasionalmente en.

57
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Fig. 4- Secção Colunar dos Terraços no
Interior da Área.
GONZAGA
Foto 6
123
----

124 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
contrados nos depósitos de montante.
E) Siltitos arenosos (Foto 4)
Com cores amareladas, formando camadas com laminação plano-paralela e ricos em
folhas, os siltitos arenosos são encontrados ao longo da maioria dos afloramentos, embora em
pequena quantidade, geralmente associados às areias verdes, com troncos.
Todas estas litologias estão distribuídas verticalmente, de modo granoclassificado,
com os conglomerados constituindo a base da seqüência, passando pelos termos arenosos e culminando
com as argilas. Estas últimas referem-se principalmente aos depósitos de enchentes
(Bigarella e Mousinho, 1965) e estão intercaladas por horizontes de solo, que sempre iniciam sua
ocorrência a partir do topo da sucessão arenosa.
Cumpre destacar ainda que, no âmbito regional, existem características litológicas
importantes. As areias, nos locais mais próximos à montante; perdem em quantidade para os
conglomerados, sendo sua presença limitada a lentes ocasionais. Ã juzante porém, são elas que
predominam junto com as lamas e os solos.
Os conglomerados que são caracteristicamente do tipo ortoconglomerado, à juzante,
passam gradativamente a paraconglomerados, conformes subimos para as partes altas do vale.
A maior incidência de cimentação ferruginosa ocorre naqueles depósitos de juzante, indicando
S3rem os conglomerados de épocas mais antigas e constituindo o que Bigarella e Mousinho (op.
cit.) e posteriormente Bigarella, et alii (1969) em seus estudos sobre o valley-flat, apontam como
depósitos de cascalho do assoalho de várzea, formados durante a vigência de climas rigorosos do
tipo semiárido.
'150m- - - ---
Fig. 5- Formação do Pedimento por Processos Erosivos nas Terras Altas.
Estruturas primárias
o I
500
I
_ _ _500m
Representadas na área principalmente por aquelas do tipo plano-paralelas. Ê essa estrutura
que, numa visão de conjunto dos depósitos, mais se destaca, podendo suas camadas
S3rem acompanhadas por extensões de, no mínimo, 200 e, no máximo, 3000 m.
Estratificações cruzadas acanaladas, do tipo corte e preenchimento, sugerindo a
presença de pequenos córregos foram também encontrados nas porções interiores. São de pouca
envergadura, atingindo, no máximo, 10 a 5 cm de espessura. Nas areias e conglomerados de
talude, se tomam mais expressivas as lentes, de dimensões entre os 50 cm e 1 m.
A presença de laminações do tipo fore-set está restrita às areias finas silto-argilosas
de alguns paleocanais, estando associadas tanto aos depósitos de acreção lateral, quanto aos de
fimdo de canal.
Estruturas primárias do tipo plano-paralela e estratificação cruzada acanalada do
tipo corte e preenchimento já tinham sido apontadas por Bigarella, et alii (1965) como características
do ambiente de valley-flat quando, como aqui, se encontram acompanhadas de material
coluvial e de depósitos de canal.
Estruturas maciças foram registra das , preferencialmente em camadas de areias siltosas
de cor parda.
Nos conglomerados de fundo dos paleocanais foi constatada imbricação dirigida para
juzante.

Paleocorrentes
Por fim, nos solos temos estruturas colunares.
GONZAGA 125
Imbricações de seixos, estratos cruzados de corte e preenchimento e estratos do tipo
fore-set beds, cujas medidas foram coletadas, registram, conforme o esperado, um padrão médio
de paleocorrentes unimodal, dirigido para juzante, isto é, inicialmente N oS, no interior do desfiladeiro,
passando para NW-SE e W-E na secção da área situada na depressão periférica.
Desse modo, o padrão de paleocorrentes reflete, a grosso modo, um regime fluvial,
Smilar ao que atualmente drena a área, com paleocorrentes arranjadas paralela ou subparalelamente
ao eixo da bacia e dirigidas para a juzante.
Fósseis
Uma grande quantidade de restos vegetais foram encontrados na área, especialmente
naqueles depósitos do interior.
Troncos, com diâmetros variando entre 10 e 30 cm, inteiros na maioria das vezes,
gravetos e galhos com diâmetros entre 2 e 5 cm e grande quantidade de folhas encontravam-se
englobados em sedimentos arenosos de cor esverdeada. Ocasionalmente estes restos orgânicos
vegetais foram encontrados também nas areias de cores amareladas.
Esse material fóssil reconstitui a existência, na área, de uma vegetação de pequeno,
médio e grande porte, com predominância dos tamanhos intermediários e baixos, arranjada pelo
rmnos na forma de uma mata ciliar, ou até, em matas de várzea ou planície de inundação, em
clima aproximadamente semelhante ao atual.
Estas areias fossilíferas se encontram logo acima dos cascalheiros e areias conglomeráticas
e são seguidas superiormente por camadas argilosas, numa situação similar àquela
rescrita por Bigarella, et alii (1961) para a Bacia de Curitiba e Ab'Saber (1962) nos rios Pirabeiraba
e Palmital.
Do que foi visto, conclui. se que o assoreamento da área do Rio Pardo verificou-se,
considerando-se apenas os processos sedimentares, mediante:
1. Uma alimentação lateral, dirigida para o centro da região, primária, através da
dissecação das áreas elevadas por processos de erosão hídrica e escorregamento de lama e pedra,
oom predominância dos últimos, e desenvolvimento de uma efêmera drenagem anastomosada
sobre tais depósitos, gerando, assim, um pacote sedimentar, típico de deposição piemôntica;
2. Uma sedimentação interna, fluvial, desenvolvida de montante para juzante, e
caracterizada por um controle fluvial, com a geração de facies sedimentares interrelacionados e
cbs tipos de fundo de canal, acreção lateral, diques marginais e paludal.
3. A natureza dos clásticos e a presença de grande quantidade de matéria orgânica
clástica nos conduz a um raciocínio em termos de área.fonte, representada pelas terras altas do
relevo, sujeita a um regime de intensa e rápida dissecação.
4. Em termos de espessura total dos depósitos é imprescindível que se tome em con.
sideração a contribuição significativa exercida pelo desenvolvimento dos horizontes de sob.
EVOLUÇÃO PALEOGEOGRÃFICA E PALEOCLlMÃTICA
Como é possível depreender dos aspectos relativos à descrição dos depósitos sedimentares
na área do Rio Pardo, o progressivo assoreamento desta, é fruto de uma sedimentação
re periferia e outra de interior, em que ambas se interrelacionam.
Por outro lado, enquanto se constatou o relacionamento lateral destes depósitos, por
exemplo, através da progressiva individualização de depósitos de encosta para depósitos fluviais
de interior da bacia, as interrelações no tempo não obedecem a uma seqüência que, a um dado
rível, tenha relações genéticas globais.
Desse modo, o estudo, na escala de tempo, deve perseguir elementos morfológicos,
dimaticos e sedimentares distintos.
Como conseqüência, é necessário abordarmos a evolução da área sob duas categorias
re sedimentos distintos, a saber, os depósitos cenozóicos mais antigos e aqueles mais modernos,

126 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
uma vez que entre uns e outros inexistem quaisquer relações.
Depósitos Cenozóicos mais Antigos (Foto 3)
Vários cortes localizados ao longo da rodovia RS-3 seccionam estes depósitos e permitem
observar a seqüência de sua evolução sedimentar.
De um modo geral, da base para o topo, partindo das rochas de embasamento que,
como vimos, são constituídas de sedimentos Mesozóicos, vamos encontrar uma série de sedimentos
que nos permitem traçar os primeiros passos evolutivos da área.
Desse material, os leques aluviais, mais expressivos em área e espessura, são constituídos
por uma seqüência ordenada de depósitos. Refletem episódios marcados por um conglomerado
de base, representado por corridas de lama e pedra (Fig. 2). Encaixados no topo destas
corridas de lama e pedra e recobertos parcial ou totalmente por uma camada de material
eluvial e coluvial, ocorre um nível de conglomerados de preenchimento de canal. Cada um dos
litÓtopos ocupa uma posição definida e relativamente constante nos perfis. Um deles, rEi>resen-
tado na figura parece indicar a repetição do ciclo.
A natureza deposicional destes sedimentos mais antigos situados ao longo da pe-
riferia, revela-nos uma série de evidências de ordem dinâmica e paleoclimática, de profundo signíficado
evolutivo e que consistem em:
A) houve, necessariamente, a implantação de condições climáticas úmidas, embora
sem que possamos precisar-lhe a natureza, que nos terrenos altos se desenvolveu em um proces-
so de pedogênese. Esta condição permitiu a fragmentação química in si tu das rochas mais ano
tigas, principalmente os basaltos. Segundo Thornbury (1960), essa alteração química torna o
material solto e disponível para deslizamentos, do tipo corridas de lama e pedra, no que é impedido
apenas pela vegetação.
B) a generalizada presença destas corridas de lama e pedra constitui elemento suficiente
para estabelecer-se num dado instante um fenômeno universal de deslizamentos na área.
Mostram ainda que, o fator condicionante de sua manutenção nas vertentes, a vegetação, foi
sendo gradativamente eliminado, permitindo mais fácil infiltração das águas provenientes da
áreas altas, na capa do solo, sua excessiva embebição e seu deslizamento pela encosta.
C) uma gradativa dizimação da cobertura vegetal e um decréscimo do índice pluviométrico
favorecem a implantação de um regime climático progressivamente mais árido. Nessa
gradual passagem a condições climáticas mais severas, através de um período intermediário de
semi-aridez com enxurradas freqüentes, a falta de vegetação favoreceu a decapagem da cobertura
edáfica, livre para a ação das águas torrenciais. O condicionamento climático para estes
fenômenos pode ser visto no esquema da Figura 3.
Esses processos de erosão das terras altas deram origem à formação de uma superfície
de aplainamento ou pedimento, em conformidade com a nomenclatura de Bigarella, et alii
(1965:125), situada, em média, a 150 m de altitude e cujos depósitos mais imediatos são encontrados
na forma de corridas de lama e pedra, ao longo de sua periferia entre os 60 e 80 m de altitude
(Fig. 5 e 6).
D) por outro lado, a seqüência de depósitos que se encontram na forma de canais
fluviais preenchidos, ao longo da superfície exposta das corridas de lama e pedra e mesmo encaixada
no topo destas, mostram terem sido os primeiros depósitos parcialmente erodidos e
revelam:
- uma semi-aridez progressiva, até condições climáticas extremas, proporcionando o
desenvolvimento de um regime fluvial de características anastomosadas de efêmera duração e
fruto de enxurradas localizadas;
- estas águas correntes, não encontrando mais material a ser erodido nas terras altas,
totalmente decapadas, retiraram o restante das encostas e das próprias corridas de lama e
pedra, levando-o por canais anastomosados, para o centro da bacia, onde se evidencia uma
deposição que obedece a uma granulometria caracterizada, da base para o topo, por conglomerados
de grãos de tamanho seixo que, gradativamente, dão lugar a uma areia mais grosseira,
segundo uma seqüência vertical granoclassificada.
- a partir deste ponto presencia-se o retorno gradativo a condições mais úmidas,
nfletidas sob a forma de coluviações iniciais e pedogenese no final do ciclo, já no momento da
completa instalação do clima úmido.

GONZAGA 127
Não é possível estabelecer, atualmente, qual dos dois processos, eluviação e coluviação,
foi o mais efetivo, mas de qualquer modo, é indiscutível, que se verifique uma retratação
das condições climáticas mais drásticas e uma progressiva implantação das mais amenas, com
índice pluviométrico maior, acompanhado da regeneração da biota vegetal da região. A peoogênese
passa a se estender sobre todas as superfícies expostas alcançando os depósitos do
centro da área e, com este retorno às condições úmidas, encerra-se o ciclo climático.
Os pedimentos apresentam uma inclinação leve em direção ao centro da bacia e, em
um dado instante, são recobertos pela sedimentação detrítica que lhes é correlativa no tempo.
Este material após a passagem da área por estes climas rigorosos, secos, é bastante incrementado,
aumentando em área e volume. Com o advento das fases mais úmidas sofrem intensa dissecação,
indo constituir os Terraços de pedimento (Bigarella e Mousinho, op. cito :161).
É importante acentuar que os efeitos destes fenômenos não ficaram restritos a periferia
da área. Arenitos e principalmente conglomerados, ambos com cimentação ferruginosa,
correspondendo a um regime fluvial e com maior índice de seleção, foram encontrados no interior.
Desse modo, enquanto nas encostas a sedimentação se processava mediante uma
alimentação de clastos provenientes da elaboração de um pedimento, no interior da área, a
!Edimentação foi fruto de material fornecido principalmente pelos terraços (Tp) e, assim, apenas
indiretamente foram conseqüência da construção do pedimento. Em muitos locais estes depósitos
de encosta não mais existem, mesmo sendo presente o pedimento, supondo-se o seu completo
consumo pela rede de drenagem na época e sua remobilização para depósitos fluviais, no
interior da bacia.
Depósitos Cenozóicos Mais Modernos
Após o predomínio dos ciclos semiáridos que acabamos de descrever, toda a bacia
sofreu uma modificação sedimentar, resultante de um processo climático de umidade progressivamente
crescente, o qual veio refletir-se nos depósitos encontrados nas partes centrais da
bacia. Os ocasionais retornos a um regime semi-árido, não mais atingiram a intensidade das
4>ocas supradescritas. O exame dos perfis, nestes sedimentos, evidencia uma seqüência que
obedece àquela representada na Figura 4 e Fotos 6 e 7. A partir de uma dada superfície estratigráfica
que separa ortoconglomerados ou areias com abundante cimento ferruginoso, sotopostos,
de uma seqüência de paraconglomerados. areias, siltes, areias com abundante flora fóssil e
solos, é que se inicia o novo ciclo sedimentar da área.
Esses sedimentos mostram nítida granoclassificação da base para o topo, evidenciando
progressiva queda das características de competênc~a da rede de drenagem.
A este pacote de dépósitos mais superficiais, não correspondem - como ocorreu com
os mais antigos . sedimentos que denotem influência de calha de drenagem. Pelo contrário, a
ampla dominância de sedimentos finos, entremeados de lentes de para conglomerados , nos conduzem
a recompor um ambiente de canais divagantes, meandrados, de baixa competência, mas
com apreciáveL volume de carga sólida em suspensão, aos quais se associaram, como ainda hoje
ocorre, amplas planícies de inundação.
O razoável predomínio de conglomerados e areias ricas em clásticos vegetais no sentioo
da base, revela, segundo Kukal (1971:32), que este ciclo sedimentar principiou com a denudação
da área-fonte. uma vez que, quanto maior a taxa de denudação e o conteúdo total da
carga em suspensão, tanto maior será a percentagem de substâncias orgânicas carregadas em
suspensão.
O subsequente decréscimo do conteúdo de flora fóssil, associado a diminuição dos
clastos grosseiros e o aumento das argilas, evidencia uma gradativa diminuição da denudação na
área fonte, sem que, necessariamente, tenha havido decréscimo das condições de pluviosidade.
Desse modo, nos parece altamente viável que a sucessão de sedimentos de topo da
seqüência na área do Rio Pardo retrate uma retomada de clima úmido, após a retração dos semiáridos,
não alcançando porém a magnitude daqueles que os antecederam e formaram os depósitos
periféricos.
A estes episódios segue a evolução do clima até as condições atuais, através de um
pacote de solos, cuja espessura não ultrapassa 1 m.
Para o material mais antigo, composto por sedimentos de grãos grosseiros, adota-

- --'-'---
128 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
nrnos a terminologia de Te, coni>rme o descrito por Bigarella e Mousinho (op. cit.:155-162)
como baixos terraços de cascalheiros depositados durante condições úmidas e terraceados em
curtos períodos de semi-aridez, quando se restabelecem os processos de morfogênese mecânica.
Na área do Rio Pardo este terraceamento é observável em superfície, pelos declives de terreno.
No exame das barrancas do rio torna-se, no entanto, mais complexa a separação dos dois eventos
mais antigos por estarem terraceados em único front biselado. Isto parece indicar que os
efeitos de uma variação do nível de base local e mesmo regional do rio tenha se feito sentir
durante a sua formação.
Por outro lado, os sedimentos que lhes seguem, mais atuais, vão formar os Terraços
de Várzeas (Tv) de Bigarella e Mousinho (op. cit.), compostos de sedimentos mais finos e sem
recobrimento coluvial.
Toda esta seqüência sedimentar do interior da área, compõe o que os autores citados
mracterizam como de depósitos do valley-flat, constituídos por diversos níveis de fill-terraces,
acima da várzea inundável atual.
Dúvidas poderiam ser levantadas no que diz respeito à formação dos baixos terraços
com conselheiros (Tc).O exame na área do Rio Pardo, como vimos, parece demonstrar que, mais
que as variações climáticas. foi a mudança do nível de base que causou o terraceamento. Em um
tmbalho posterior, Bigarella, et alii (1969) ressaltam a incerteza que ainda persiste quanto ao
tipo climático que daria origem a estes depósitos, já que o exame da sedimentação mostra não
terem sido tão úmidos como os atuais, nem possuirem as características dos períodos semiáridos
anteriores.
uniforme.
Esta fase climática poderia, inclusive ser de um tipo intermédio e mais ou menos
Para os Terraços de Várzea, atuais e subatuais parece não haverem dúvidas quanto a
sua origem a partir destas mudanças do nível base de erosão num clima semelhante ao de hoje.
Os sucessivos terraceamentos deram como resultado o progressivo rejuvenescimento
da drenagem, até as condições atuais. A tendência pronunciada de erosão se processou, com
ajuste da declividade no sentido da retilinização do canal e colocando em parcial situação de
perigo parte da cidade de Candelária e fazendolas vizinhas, sobre a qual se situa. O aspecto
atual do canal e seus terraços podem ser vistos na Foto 5.
Do que foi visto sobre a evolução da área podemos concluir que, de uma maneira
geral, os fenômenos sedimentares ali ocorridos coincidem com aqueles verificados por diversos
autores para outras regiões do pais, como eventos típicos do Quatemário, ou seja, a formação
inicial de superfícies de aplainamento, os pedimentos, e seus depósitos correlativos, seguidos, na
mudança do clima para os tipos mais amenos, por terraços fluviais do valley-flat, nas partes
mais centrais.
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/
I
I DI
I _/
Fig. 6- A Implatação de P e seus Depósitos Correlativos.
QUEsTõES DE ORDEM ESTRATIGRÁFICA
Correlações morfo-estratigráficas e crono-estratigráficas
spo . 'apam
Os exames dos depósitos quatemários, na área do Rio Pardo, agora de posse dos

GONZAGA 129
dados
como:
morfológicos e litológicos, vem suscitar o levantamento de importantes questões tais
a) os terraços mais baixos, denominados Terraços de Várzea (Tv), representam um
processo de agradação-degradação em fases úmidas recentes, e, por suas características, são
correlacionáveis aos de Bigarella e Mousinho (op. cito :156) de mesma situação no valley-flat dos
rios Otajaí-Mirim e Ribeira.
b) topograficamente acima da Tv, porém mais antigo s, encontramos os baixos terraços
de cascalheiro, Te, representados na área por um bem evidenciável e outro, mais jovem,
de menor expressão, respectivamente T~ e TCl' Sobre
são COOlpOStOde materi!ll variando de troncos a folhas.
eles um nível orgânico de grande expres-
c) o material que compõe os depósitos de encosta seria corre1acionável com os Terraços de
Pedimento, caracterizados como altos terraços com cascalheiros e contemporâneos à
formação dos pedimentos, durante a vigência das condições de clima de semi-aridez alternada.
Nesta mesma época modelam-se os pedimentos e desaparece a vegetação, deixando o material
livre para na fase úmida subseqüente, ser levado, na forma de corridas de lama e pedra, para as
depressões, onde formam os depósitos correlativos de encosta. Estes últimos terraceados dão os
Tp (Terraços
úmida.
de pedimento). Seu recobrimento por material coluvial, representa o final da fase
Este ciclo se repete por duas vezes, nas áreas estudadas em todo o país, inclusive na
área do Rio Pardo. A diferença é que aqui apenas uma superfície de aplainamento correspondendo
as duas fases climáticas, sendo a identificação possível apenas em subsuperfície e através dos
depósitos correlativos, num corte de estrada ou em perfurações.
Bigarella e Mousinho (op. cit.) já haviam salientado que, dificilmente o esquema
morfológico é completo, devido não somente ao maior ou menor número de flutuaçóes que cada
área tenha sofrido, como também, as suas características morfológicas.
Correlações litológicas
Um exame dos estudos realizados no país e no estado permite a realização de algumas
correlações de ordem litoestratigráfica.
Os terraços de várzea (Tv) poderiam ser dotados com bases nas medídas realizadas com
Carbono-14, como mais jovens que 2420 + 220 anos (Bigarella, 1971) o que os coloca, como vimos, no
período pós- W isconsin.
Os terraços de cascalheiros mais baixos (Tc) , formados por sedimentos melhor classificados
que aqueles da periferia da área o que demonstra uma menor aspereza do clima e suas
variações, devem ter iniciado sua deposição durante o Wisconsin, ou pelo menos, neste período
foram terraceados. Os estudos realizados em todo o mundo demonstram ter esta fase pleistocênica
se caracterizado por menor intensidade de glaciações e conseqüentes variações do nível do
rmr (Fairbridge, 1961) ocasionando também, modificações climáticas menos intensas. Se confirmar
a hipótese de que estes terraços formaram-se por variações apenas do nível de base de
erosão, como parecem demonstrar pelo seu terraceamento em único front, p:>deremos com certeza
situá-Ios neste período. O exame dos depósitos de paleosolos da Planície Costeira do estado,
correspondentes ao Pleistoceno Superior parecem confirmar a existência de um clima mais ou
menos uniforme (Jost, 1973) e de maior umidade.
Finalmente temos, nas áreas altas da periferia a formação de uma superfície de
aplainamento e de seus depósitos correlativos. Os estudos realizados por Andrade, et alii (1963)
e Ab'Saber (1969) levam-nos a correlacionar esta superfície ao pedimento P2, mais comumente
preservado, segundo os primeiros autores e com a Superfície Gravataí de extensa ocorrência na
parte leste do estado e situada em uma cota de 50 a 60 m de altitude. Trabalhos de Bigarella e
:M:>usinho (op. cit.) no Vale do ltajaí-Mirim em Santa Catarina, Bigarella, et alii (1961) e Bi-
~re1la e Mousinho (1965) no vale do Ribeira em São Paulo, descrevem esta superfície e mostram
ter este evento um caráter regional. O Pl' mais jovem se encontra muito dissecado, sendo
extremamente difícil sua identificação em superfície, sendo provável, como já tivemos oportunilade
de salientar, que a mesma superfície tenha sofrido as conseqüências da mudança climática
durante os dois ciclos.
Já os depósitos correlativos de Terraços de Pedimento (Tp) , contemporâneos a formação
do Pedimento, são passíveis de correlação com o material de mesmo nome descrito em

-
130 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
todo o Brasil e, no Rio Grande do Sul, com os depósitos da Formação Gravataí, descrita por
M>rris (1963). Segundo este pesquisador esta unidade é composta por uma fase conglomerática
bem desenvolvida, com seixos do arenito Botucattu e do basalto da Formação Serra Geral, uma
matriz argilo-arenosa de cores variegadas, derivada do intemperismo e erosão das rochas do embasamento,
A presença destes caracteres e a posição irregular e desordenada dos seixos de
basalto, mostra que, como na área do Rio Pardo, as condições climáticas e deposicionais coincidiram.
Um clima mais seco que o atual, com formação de flash-fioods e sheet wash nas planeies
de bolson ocasionam este tipo de deposição e a formação associada de seixos e areias com
cimentação ferruginosa, em tudo semelhante ao que temos na periferia da área do Rio Pardo e
como assoalho do valley-fiat, sotopostos aos Terraços de cascalheiros mais baixos.
Este material recobre tanto na área de Gravataí, como aqui, os pedimentos que mergulham
em direção ao centro da bacia. As espessuras dos depósitos nos dois locais, se situam
entre
ração.
os 10 e 15 m, no máximo e garantem a universalidade do fenômeno climático e sua du-
Segundo Morris (op. cit.) estes depósitos datam, provavelmente do Terciário Superior
a Pleistoceno Inferior.
Num nível superior cerca de 100 m, encontramos ainda, na área do Rio Pardo, uma
outra superfície que se mantém mais ou menos constante nos perfís.
) chama
Não possui
de Superfície
depósitos correia-
de Campanha. no
tivos aparentes e deve corresponder ao que Ab'Saber (op. cito
Estado, desenvolvida na transição topográfica entre o Escudo Uruguaio-Sul-rio-grandense
e as estruturas sedimentares paleozóicas, em nosso caso representadas pelos derrames
basálticos do Mesozóico, como uma superfície interplanáltica típica. Esta superfície ainda pode
ser correlacionada ao Pd1 de Bigarella, et alii (op. cito :117).
CONCLUSOES
o estudo da área quaternária do Rio Pardo objetivou a complementação dos trabalhos
realizados no país e, para o Rio Grande do Sul, a continuidade do que vinha sendo
realizado nas zonas costeiras.
Isto posto, podemos, de posse dos dados, estabelecer os seguintes pontos principais:
- As correlações de ordem morfológica entre as várias regiões estudadas são válidas e
um recurso de grande vale no estudo e determinação estratigráfica dos sedimentos quaternários.
- As litologias dos vários terraços apresentam características em comum com aquelas
de mesma situação, de outras áreas do país.
- As relações de discordância entre os vários depósitos são inicialmente de ordem
climática e posteriormente controladas por flutuações do nível de base local da drenagem,
inex:istindo aquelas de ordem estrutural.
- Os Terraços de Várzea são os sedimentos mais jovens na seQÜência deposicional e
resultado de variações no nível de base da drenagem. Suas características concordam em sua
colocação no periodo compreendido entre o pós-Wisconsin e a época atual.
- Os Terraços com cascalheiras baixos (Te) também parecem demonstrar terem
sofrido atuações devidas a estas variações do nível base de erosão durante o Wisconsin. Maíores
estudos neste período quaternário poderia esclarecer até que ponto foram estes fatores predominantes
ou as mudanças climáticas.
- Estas últimas foram notáveis na área durante a formação da superfície de
aplaínamento, P2 e seus depósitos corretivos de Terraços' de Pedimento, TP2 e TP1' As evidências
e correlações com outras áreas do estado nos levam a colocá-Io entre o final do Terciário e o
Pleistoceno Inferior a Médio.
- Um nível mais alto de aplaínamento, sem depósitos correlativos evidenciáveis, foi
idEntificado como eqüivalente à Superfície da Campanha (Ab'Saber, 1969) .
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BIOESTRATIGRAFIA E PALEOECOLOGIA (MOLLUSCA)
DO QUATERNÃRIO DA PLANÍCIE COSTEIRA
DO RIO GRANDE DO SUL (BRASIL)
I~DA REGINA FORTI ESTEVES*
ABSTRACT
The paleoecological study of Cenozoic Mollusks considerate Holocene in age from the Rio Grande do Sul Coastal Plain dri11.
hole. and outcrops show us, comparing them with the recent fauna, the exÍ8tence of a marine ambient of shallow water, with fresh water af.
fIux, during the deposition of these associations. The occurence of mixohaline specles suggest yet a deltaic ambiento
INTRODUÇÃO
Este trabalho compreende o reestudo estratigráfico, dos já efetuados anteriormente
pela autora (1969, 1971), sendo aqui feito concomitantemente o estudo paleoecológico das associações
estudadas.
Foram feitos inicialmente estudos com material de subsuperfície e superfície da
Planície Costeira do Rio Grande do Sul (Fig. 1). O material de subsuperfície provém de duas das
8 perfurações efetuadas pela PETROBRÃS no nosso Estado. A primeira perfuração situa-se a 9
km da cidade de Palmares do Sul (2-PS-1-RS), coordenadas 30° lO'39"S e 50"29'30"W, com um
nível de moluscos entre 24-45 m. As amostras são de calha, coletadas de 3 em 3 m. A perfumção
alcançou o embasamento do tipo granito aos 405 m. A segunda perfuração localizada a 2
km do balneário da praia do Cassino (2-CI-1-RS\, coordenadas 32°12'00"S e 52°1O'30"W, com
alguns níveis de moluscos entre 9-36 m e 87-213 m. A perfuração alcançou o embasamento do tipo
micaxisto aos 522 m.
Ambas perfurações estãoi situadas na faixa de planície litorãnea marítima. O material
re superfície foi coletado em 5 pontos na área de Santa Vitória do Palmar, também localizada na
planície litorânea marítima.
Trabalho realizado Cmauxilio do CNPq, Cam. Esp./UFRGS.
°10 /UFRGS

134 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Os pontos de coletas foram os seguintes:
EI - afloramento correspondente à Fazenda do Dr. Mario Anselmi, 4,5 km do Chuí.
E2 - mesma localização, parte superior do afloramento.
E3 praia do Hermenegildo.
E4 Canal do arroio Chuí.
E5 Fazenda Figueras, km 188 da estrada federal entre Santa Vitória do Palmar e
Pelotas.
Com os estudos já efetuados, foi possível correlacionar as associações com as da Formação
Querandino do Uruguai e Argentina, considerada de idade holocênica. Foram ainda
efetuados estudos de sistemática e breves comentários sobre a distribuição zoogeográfica da> espécimens
encontrados. A classificação dos exemplares seguiu a ordem taxonômica adotada por
Abbott (1954) para os gastrópodas e a usada por Olsson (1961) e Moore (1969) para os bivalvos. As
considerações ecológicas para cada espécie foram baseadas nos seguintes autores: Abbott (1954);
Altena (1971); Camacho (1966); Carcelles (1944); Castellanos (1967); Gofferge (1959); Moore (1961);
Morris (1963); Rios (1970). Para as tabelas ecológicas os dados de profundidade são baseados no
máximo registrado segundo Rios (1970). Para a análise quantitativa utilizou-se a seguinte tabela de
freqüencia:
1
2-3
4-10
MR (Muito raro)
R (Raro)
E (Escas so)
11-20
21-30
+ 31
F (Freqüente)
A (Abundante)
AD (Abundante dominante)
A lista de freqüência das espécies (Tab. 1) foi estabelecida segundo a ordem sistemática
das mesmas. O material está depositado nas coleções do Departamento de Paleontologia
e Estratigrafia do Instituto de Geociências da UFRGS.
COMENTÁRIO ESTRA TIGRÁFICO SOBRE A PLAN1CIE
COSTEIRA DO RIO GRANDE SO SUL
Ê fato comprovado, através de estudos efetuados por diversos autores, da existência
de sedimentos terciários somente em subsuperfície na Planície Costeira do RS. Os sedimentos
qlaternários (Pleistoceno e Holoceno) e recentes, em superfície. Até 1965, entretanto, os estudos
e mapas realizados não davam uma maior especificação sobre as unidades estratigráficas, descrevendo
a área como recoberta por sedimentos Quaternários e recentes. Importante estudo na
área de geologia e estratigrafia foi o realizado em 1965 por Delaney que fez o mapeamento de
&lperficie da Planície Costeira na escala de 1:500.000, contribuindo com a denominação de várias
unidades estratigráficas, as quais reuniu sob a denominação de Grupo Patos (Fig. 2). Ao mesmo
tempo Bigarella e Andrade (1965), realizando estudos geomorfológicos e paleoclimáticos sobre o
Quaternário do Brasil, estabelecem algumas subdivisões numa das unidades propostas por
Delaney (op. cit.).
Closs (1970) realizou estudos com material de subsuperfície de 8 sondagens efetuadas
pela PETROBRÃS, comprovando com base em foraminíferos, especialmente, a inexistência de
s:!dimentos mais antigos que do Mioceno na Bacia de Pelotas, contendo sedimentos só de idade
terciária.
Bianchi (1969) através de estudos com ostreídos fósseis encontrados em afloramentos
dos arredores das cidades de Pelotas e Pedro Osório, localizadas na área da planície inferior
lagunar, propôs o nome de facies Piratini para estes bancos de ostreídeos, considerados pelo
autor cano uma variação lateral da Formação Graxaim correlacionável com os depósitos da Formação
Belgranense (Argentina) de idade pleistocênica,. Posteriormente estes ostreídeos, submetidos
à datação pelo C14 mostraram urna idade de 29.405 A. C., confirmando a dataçoo estabelecida.
Forti (1969-1971) concluiu, com moluscos agora reestudados, que a datação antes estabelecida
para a Formação Chuí (Pleistoceno) devia ser alterada para Holoceno, baseada na
correlaçoo efetuada com as associações similares às nossas do Querandino uruguaio, prireipalmente,
e argentino, acreditando serem estes moluscos pertencentes à Formação Chuí.
Bombin, (1971) descreve a ocorrência em subsuperfície de moluscos holocênicos, no S de

TABELA 1
De Freqüência
PERFURAÇÕES AFLORAMENTOS
PS-I-RS CI-I-RS El E2 E3 E4 E5
NueuIa ( Nueula ) semiornata
Nueula
A F A A MR
( EnnueuIa) pueleha
Nueula (Ennueula
E E
) uruguayensis
Arca
E
( scapharea ) transversa
Anadara
MR
( Lunarea ) ovalis
Anadara
AD MR
( Larkinia ) notabilis
Anadara
R
( Cunearea ) brasiliana
Noetia
E
( Eontia ) bisuleata
Glyeymeris longior
Plieatula gibbosa
Paeten
R
F
R
R
R
R
( Chlamys ) tehuelehus
Ostrea
E R
( Ostrea ) puelehana
Ostrea
R A E A F AD
( Aleetryonia ) equestris
Crassinella maldonadoensis
Carditamera
MR
F MR
A R E R E
( Carditamera ) plata
Venerieardia tridentata
E E AD
MR
AD AD
Ph1yetiderma
Codakia aíf. ( Ctema ) orbieulata MR
Traehycardium ( Dalloeardia ) murieatum MR
Cardium delieatulum MR MR
Pitar ( Pitar) rostratum A AD AD A AD E
Arniantis (Amiantis) purpurata F E A
Protothaea antiqua
E
Anomaloeardia brasiliana A AD AD E AD A
Clausinella gayi F F A R AD MR
Chione ( Lirophora ) paphia R
Maetra ( Maetra ) patagoniea AD A MR R
Maetra ( Maetra ) marplatensis A E MR
Maetra ( Maetra ) isabelleana
E
Donax hanleyanus R R
Selene ( Selene ) bellastriata MR
Abra aequalis
E
Tagelus ( Tagelus ) plebeius AD AD AD
Corbula ( Caryoeorbula ) caribaea A AD AD AD
Corbula ( Caryocorbula ) patagoniea AD AD A F
Corbula ( Caryoeorbula ) cf. nasura
MR
Corbula iheringiana
AD
Erodona maetroides MR F E E
Cadulus sp E E
Tegula patagoniea F MR
Halistylus eolumna A
Littoridina australis F AD AD AD AD
Parodizia uruguayensis E A A
Caeeum ( Elephantanellum ) imbrieatum R
Alabina eerithidioides AD E F F
Epitonium ( Epitonium ) georgettina F E
Odostomia ( Crisallida ) serninuda F R
Turbonilla ef. atypba A MR
Turboni1la ( pyrgiseus ) interrupta MR MR
Turbonilla ef. uruguayensis E E R
Iseliea anomala
Crepidula ( Bostryeapulus ) aeuleata A E R E
Crepidula (Crepidula) protea AD E R E
Natiea ( Natiea ) isabelleana E
Teetonatiea pusi1la A MR
Anaehis ( Costoanaehis ) obesa A
Anaehis ( Costoanaehis ) avara AD E
Anaehis ( Anaehis ) eateneta E MR
Anaehis aff. isabellei MR E R MR E
Nassarius ( Tritia ) eoppingeri AD
Nassarius ( Hinia ) ambiguus R
Olivaneillaria desbayesiana
Olivella ( Olivina ) tehueleharna A R MR R
Olivella ( Olivina ) puelebana MR
Bueeinanopsgradatum R R
Bueeinanops globulosum E E E
Adelomelom ( Paehyeymbiola ) brasiliana
MR
Drillia patagoniea
E
Hastula einerea
MR
Aeteon punetostriatus
ESTEVES 135
Cyliehna ( Cyliehnella ) bidentata E R MR
Acteocina candei R B B
AD
MR
MR
MR

136 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 2
Dados ecológicos
(Perfurações e AfIoramentos).
AMBIENTE PROFUNDo FUNDO
Marinho Mixohalino 5!
.g
~o
~.
o
.!1 ~l9 ~S 1 S }
~j ~~~" ..,
~~~~.3 &:
Anadara ( Lunarea ) ovalis X X 14 X X
Alabina cerithidioides X
Iselica eC.anomala X
Crepidula ( Crepidula ) protea X 27 X
Anaehis ( Costoanachis ) avara X 18 X
Nassarius (Tritia) eoppingeri X HiO X X
Ollivela ( Olivina ) tehuelehana X 27 X
Corbuia iheringiana X 6-12
Maetra ( Maetra ) patagonica X 16 X
Littoridina australis X X
DEMAIS ESPÉCIES
Nueuia ( Nucula ) semiornata X 46 X
Nueula ( Ennucula ) pueleha X 73 X X
Arca ( Seapharea ) transversa X X X
Anadara ( Larekinia ) notabilis X 73 X
Andara (Cunearea) brasi1iana X X 73 X X
Noetia ( Eontia ) bisuleata X X 40 X
Glyeymeris longior X 40 X
Plicatula gibbosa X X 118 X
Pecten ( Chlamys ) tehuelehus X 40 X X
Ostrea ( Ostrea ) puelehana X 18 X
Ostrea ( Ostrea ) equestris X 18 X
Crassinella maldonadoensis X X 3-6 X
Carditamera (Carditamera) plata X 70 X
Codakia ( Ctena ) orbieulata X 200 X
Traekycardium ( Dallocardia ) muricatum X X 76 X
Pitar ( Pitar) rostratum X 80 X
Amiantis ( Amiantis ) purpurata X X
Prothothaea antiqua X 45 X X
Anomalocardia brasiliana X X X X X
Clausinella gayi X
Maetra ( Maetra ) isabelleana X X X
Maetra ( Maetra ) marplatensis X 10 X
Donax hanleyanus X X X
Semeie ( Semeie) bellastriata X X
Abra aequalis X 36 X
Corbula (Caryocorbula ) earibaea X X 88 X
Corbula (Caryoeorbula ) eConasuta X X
Erodona maetroides X X X
Tegula patagonica X 49 X
Halistylus eolumna X 65 X
Caeeum ( Elephantanellum) imbricatum X
Epitonium ( Epitonium ) georgettina X 110 X
Odostomia ( Crisa1lida ) seminuda X
Turboni1la eCoatypha i X X 6-12
Turbonilla ( Pyrgiseus ) interrupta X 56
Crepidula (Bostryeapuius ) aeuleata X X 40 X
Natica ( Natiea ) isabelleana X 73 X X
Tectonatiea pusilla X X
Anaehis ( Costoanaehis ) obesa X
Anaehis ( Anaehis ) eatenata X
Anaehis afCoisabellei X 18 X X
Nassarius ( Hinia ) ambiguus X X X X
Olivaneillaria deshayesiana X 70 X
Olivella ( Olivina ) puelehana X 27 X
Drillia patagoniea X 118
Hastula cinerea X X X
Aeteon punetostriatus X 76 X
Cylichna ( Cyliehnella ) bidentata X 65
Aeteoeina candei X 106

ESTEVES
Santa Catarina, ampliando o limite N desta planície baseado na fisiografia da região, até o Cabo Santa
Marta ao N do Estado de Santa Catarina.
Jost (1971) através do estudo geológico da parte N da planície, estabeleceu wna
nova unidade estratigráfica, e propôs que o conceito de Grupo Patos estabelecido por Delaney
(op. cit.) para reunir as unidades estratigráficas pleistocênicas, seja ampliado ~reúna todas as
unidades quatemárias da Planície Costeira do RS.
Associações de Subsuperficie
IDADE E CORRELAÇÃO DAS ASSOCIAÇOES
Palmares do Sul (2-PS-1-RS) - Conforme perfis litoestratigráficos efetuados por Closs
(1970), e posteriormente Sanguinetti (1974, inédito), Fig. 3, sobre a Perfuração Palmares do
Sul. O nível de moluscos situados entre 24-45 m mostra sedimentos do tipo argila plástica, alguma
areia cinza com fragmentos de conchas areias e argilas alternam-se na predominllncia dos
sucessivos níveis. Areia geralmente fina. Argilas mostram na maioria cores cinza e verde. Cores
avermelhadas na parte basal. Os sedimentos de superfície foram mapeados por Delaney (op. cit.)
como pertencentes à Formação Chuí. Closs (op. cit.) considerou, embora com duvida, estes
sedimentos e a fauna aí contida (foraminíferos) de idade plestocênica, ambiente marinho deltaico.
O material de moluscos aí encontrado, segundo Forti (op. cit.) foi comparado com as
associações do Querandino uruguaio e argentino e Belgranense argentino, embora as espécies
sejam mais numerosas no Querandino. O tipo de sedimento desta perfuração coincide com os
sedimentos do Querandino uruguaio conforme se vê na descrição do Post-Arazatí = Vizcaino
(Goni, 1958). A área estudada, apud Delaney (1965, Fig. 2 norte) compreende terrenos considerados
em superfície como quatemários (pleistoceno) da Formação Chuí. Conforme mapa geomorfológico
efetuado por Villwock (1972) a área em questão está situada em sedimentos oriundos de depósitos
eólicos epraiais marinhos.
Cassino (2-éI-1-RS). O perfillitoestratigráfico de Sanguinetti (op. cit.) para a Perfuração
Cassino, com níveis de moluscos entre 9-36 m e 87-213 m, embora menos representaüvos
numericamente do que os de Palmares do Sul (Fig. 4) mostram sedimentos entre 9-36 m
do tipo areia muito fina inconsolidada às vezes, bastante fossilífera, e entre 87-213 mareia gros-
!eira pouco consolidada, grãos de quartzo, algumas intercalações de argila de cor cinza a
amarelo e ainda areia muito fina. Os sedimentos desde a superficie até 215 m aproximadamente,
foram datados como Pleistocenol?Plioceno, ambiente continental/ marinho apud Closs (op.
cit.) dizendo ainda o autor que boa parte foi depositada no Plioceno devido a grande espessura.
Os fósseis de moluscos entretanto aí encontrados, são iguais aos da Perfuração Palmares do Sul
com exceção de Corbula (Caryocorbula) cf. nasuta Sowerby (só um exemplar); e Erodona mactroides
Daudin (só um exemplar), que pela rara presença não tem valor muito expressivo, embora
o gênero Erodona seja típico do Holoceno uruguaio. Esta área estudada, apud Delaney
(1965, fig.2, sul), está situada em terrenos considerados em superfície como Quaternário recente.
Porém conforme esquema de mapa geomorfológico Jost (inédito) a perfuração está enquadrada
na área de feixes de restingas de idade holocênica.
As duas perfurações estudadas não foram submetidas à datação pelo C14, por não
haver material em quantidade suficiente para isto. Entretanto, como já foi afirmado anterior-
Irente, mostram estreita relação com a fauna do Holoceno uruguaio e argentino, sendo exemplares
mais abundantes em espécies nos sedimentos holocênicos que pleistocênicos da Formação
Belgranense.
Associações de Superfície
As associações de moluscos de superfície são similares às encontradas nas perfurações,
com exceção de 13 espécies ocorrentes só nos afloramentos de superfície, mas que também
são comuns nos depósitos holocênicos, como foi constatado pela comparação com o material
OCOITente em e5tado 5ubfóssil no Querandino uruguaio. As amostras provenientes da Fazenda
Anselmi submetidas à datação pelo método C14 da SmithsQnian Radioation Biology Laboratory,
mostraram uma idade em tomo dos 5.045 A.C., confirmando a datação holocênica proposta para
137

---.
138 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
ai afloramentos na área de Santa Vitória do Palmar. Segundo o mapa geológico efetuado nesta
área por Soliani Junior (1973), os depósitos estudados são considerados depósitos marinhos de
idade holocênica. (Fig. 5).
CONSIDERAÇOES ECOLOOICAS
Através de comparação feita na literatura sobre dadps ecológicos, das espécies
atuais, foi visto que as nossas espécies fósseis da Planície Costeira, são encontradas em águas
rasas da zona litorânea e sublitorânea (Plataforma Continental).
Associações Faunisticas de Subsuperficie
Os exemplares encontrados em subsuperfície são formas milimétricas, atingindo no
máximo 1,5 em em sua maioria representados por formas juvenis. Os organismos apresentam
uma coloração esbranquiçada à exceção de algumas formas que se encontram com uma cor acinzentada.
O número total de espécies encontradas foi de 51, dos quais 26 são bivalvos e 25 gastrópodas.
Entre as espécies mais abundantes nota-se o predomínio de formas marinhas sobre as
mixohalinas (Tab. 2). As espécies mais abundantes são (Est. 1):
a) - Espécies marinhas: Aoadara (Lunarca) ovalis, Mactra (Mactra) patagonica,
Corbule iheringiana, Alabina cerithidioides, lselica cf. anomala, Crepidula (À'epidula) protea,
Aoachis (Costoanachis) avara, Nassarius (Tritia) coppingeri.
b) - Espéciemixohallna: Littoridinaaustralis
Espécies das Perfurações
Figura
ESTAMPA 1
1 - Anadara (Lunarca) ovalis BR UGUIERE - Comprimento 7,4 mm
2 - Mactra (Mactra) patagonica ORBIGNY - Comprimento 17,9 mm
3 - lselica cf. anomala (C.B. ADAMS) - Altura 2,21 mm
4 - Corbula iheringianaPILSBRY - Comprimento 3,72 mm
5 - Alabina cerithidioides (DALL) - Altura 4,05 mm
6 - Nassarius (Tritia) coppingeri SMITH - Altura 4,91 mm
7 - Crepidula (Crepidula) protes ORBIGNY - Altura 5,5 mm
8 - Anachis (Costoanachis) avara (SA Y) - Altura 7,5 mm
Espécies dos Afloramentos
Figura
9 - Ostrea( Ostrea) puelchana ORBIGNY - Comprimento 24 mm
10 - Carditamera (Carditamera) plata (IHERING) - C'omprimento 6,9 mm
11 - Pitar (pitar) rostratum (KOCH) - Comprimento 29,2 mm
12 - Anomalocardia brasiliana (GMELIN) - Comprimento 16,5 mm
13 - aausinella gayi (HUP~) - Comprimento 8,6 mm
14 - Corbule (Caryocorbula) patagonica ORBIGNY - Comprimento 10,9 mm
15 - Tagelus (Tagelus) plebeius SOLANDER - Comprimento 38,2 mm
16 - Corbula (Caryocorbula) caribaea ORBIGNY - Comprimento 9,7 mm
17 - Littoridina australis (ORBIGNY) - Altura 7,8 mm
18 - Parodizia uruguaienais MEDlNA - Altura 4,31 mm

ESTEVES 139

140 ANAIS DO XXVI/1 CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
---
~~"dHhUlaJ:"",I;I~(H11(a
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r\IKlIlall'nrm.'1IIõill.1rugUJ}l'IlSi,; X X
VencrkarulJ !fidc'nlala X
q
l'hlycti.lc',ma'''IHI
o:
C>
GRAXAIM
X
X
ITAPOÃ
MA
Fig. 2- Quadro Estratigráfico das Rochas do Quaternário
da Planície Costeira do Rio Grande do Sul.
Sego Delaney ( 1965 ).

ESTE VES 141
trada nas perfurações. As demais espécies marinhas abundantes ocorrem em subsuperfície.
b) - Espécies mixohalinas: citamos como abundante dominante as espécies Tagelus
plebeius e Parodizia uruguaiensis, que não ocorrem nas perfurações.
0-
50-
100-
150-
200-
250-
300-
350-
400-
'"
:#=
.,.
Areia fma a muito fina, bem selecionada.
Argila cinza amarronzada, mole, -priStica, maciça, allUma
areia.
Coquina de bivalvos.
}..Argila cinza levemente esverdeada.
Areia muito grossa a cascalho, bem selecionada, grfas
subangulares. hialina, brilho vitreo, friável, quartzos..
Argila cinza, mole. Iro-
2 Areia muito Una, bem classificada, grãos subangulares,
cinza, friável.
Argila cinza, média, baça, mole, plástica a quebradiça.
maciça.
3 Areia fina a grossa. pessimamente selecionada, grãos
subangulares a subarredondad05, hialina, maciça.
Ar~a cinza, levemente esverdea~, baça, ~ole, quebradiça,
provável topo terciário 171m, fossilífera.
Areia fina a grossa, pessimamente selecionada, hialina, bem
polida, quartzosa, algum feldspato.
"'4 Areia fina, seleção média, grãos subangulares a subarredon.
'dados, hialina, fosca, com 20% de grl05 polidos, friável,
quartzosa.
Argila arenosa, cinza esverdeada, plástica, muito fossil1íera,
.J.
~ 5 areia fma, bem selecionada.
Areia muito fina a muito grossa, pessimamente seÍecionacia,
grãos subarredondados, hialinos, alguns brancos, não
transparentes, friável.
Areia muito grossa a cascalho, seleção média, grios suban.
guiares, brancos a cinza-avermelhados, friável, maciça,
algum feldspato.
7
.
Rocha ígnea (granito levemente metamorfisado),
equicristalino, porfirítico, com quartzo, feldspato, grande
quantidade de mica.
"
Fig. 3- Perfurações 2 - PS -1- RS. Palmares do Sul- RS
Sego Sanguinetti ( 1974) -Modificada.
1f
0-
110-
210-
300-
3'10-
400-
5110-
CONCLUSOES
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......
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+ .. + . .. +
+.. .
+ +.+ +
+..+......
.. + +
"
,. ~
Areia muito fina a fina, incolor e cinza, grios soltos,
subangulares a angulares, muito fossllifera.
Areia muito fma, fm. a grossa, grios de coloração
variada. muito argilosa, cinza a cinza escura, pios
angulares, muito fossilífera, muito mole.
Argila arenosa. cinza, muito mole, muito fossilífera.
Alei. muito argilosa, muito fma a fina. cinza a levemente
esverdeada. muito mole, com abundincia de microf6deis.
com algumas lâminas de mica.
Argila cinza a cinza escura, muito mole, levemente arenosa,
semf6sseis.
Areia muito fina a fma, cinza, alguma argila, abundante em
microf6sseis, grfos soltos, angulares.
~ 4 Argila muito síltica, muito mole, cinza, calcífera.
r'
~8
Argila muito arenosa a síltica. muito mole, alguns microfósseis.
cinza, levemente calcífera.
5 Argila avermelhada parda a chocolate, muito mole, com
grãos de areia espanos e muito finos.
Mica - Xisto
Fig. 4- Perfuração 2 - CI-I- RS. Cassino - RS. Sego Sanguinetti
( 1974) - Modificada.
- A'IJperfuraçõe'IJ efetuadas em Palmares do Sul e Cassino mostraram a ocorrência de
uma associação faunística de idade. quaternária (Holoceno) .
- As associações de superfície em Santa Vitória do Palmar, confirmaram, pelo C14, a
datação holocênica para aquela área.

142 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
ERA PERíODO ÉPOCA GRUPO FORMAÇÃO síMBOlO
C Q Depósitos Eólicos
E U
N
O
A
T
E
Holoceno P
A
Depósitos
DePósitos
Lagunare.
Marinhos
Z
6
I
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Fig. 5- Coluna Estratigráfica Sego Solani Junior (1973)
- Estes sedimentos holocênicos não pertencem à Formação Chuí, como tinha sido
afirmado anteriormente, (Forti, 1969).
- A análise da associação de moluscos, encontrada na perfuração Palmares do Sul,
revela o predomínio de espécies marinhas de águas rasas que se desenvolvem sobre fundo
arenoso, ocorrendo todas em praias marinhas. Algumas destas formas são ainda encontradas em
lEías e enseadas. As demais, em menor número, são de fundos pedregosos e rochosos, arenoargilosos
e lodosos.
- A espécie mixohalina encontrada não é abundante e ocorre normalmente em fundos
pedregosos. Nota-se, ainda, que a associação desta perfuração é muito mais rica em número de
espécies que a encontrada na perfuração Cassino. E possível afinnar que as camadas das quais
foram retiradas as espécies, registram um ambiente marinho com pouco afluxo de água doce.
- Na perfuração Cassino observa-se o predomínio de espécies márinhas de águas
rasas de fundo arenoso, caracterizando um ambiente praial. Poucos são os exemplares encontrados
de baias, enseadas ou estuários. Os 2 exemplares mixohalinos aí ocorrentes Littoridina
australis e Erodona mactroides são espécies eurihalinas que preferem zonas com salinidade
média. O gênero Erodona só ocorre na perfuração Cassino e a Littoridina é mais freqüente no
Cassino que em Palmares do Sul.
- As espécies mixohalinas Tagelus (Tagelus) plebeius, Erodona mactroides, Littoridina
australis, Parodizia uruguaiensis, encontradas nos afloramentos também indicam um ambiente
c

A - Espécies mais abundantes
ESTEVES 143
DISTRIBUlÇÁO ZOOGEOGRÁFICA E ECOLOGICA
DASESPÉCIESENCONTRADASNASPERFURAÇÚES
Espécies marin/w,s
Anadara (Lunarca) ovalis Bruguiere (MP-UFRGS n~ 5142) - Esta espécie sob o nome
de Arca (Arca) campechiensis americana Wood, foi citada por Goffergé (1950) como vivendo enterrada
Em pequena profundidade nos fundos areno-argilosos de enseadas. Tem sido citada ainda
como ocorrendo
didade.
em agregados calcários e boias. Encontrada em Rio Grande a 14,5 m de profun-
Ocorrência atual: desde a América do Norte, Indias Ocidentais e Estados do Golfo,
toda costa brasileira até o Uruguai.
Corbula iheringiana Pilsbry (MP-UFRGS n2 5179) - Encontrada entre 6 - 12 m na
Baía de Maldonado (Uruguai).
Ocorrência atual: costa atlântica uruguaia. Ainda não foram registrados dados sobre
sua ocorrência atual na costa sul-brasileira.
Mactra (Mactra) patagonica d'Orbigny (MP-UFRGS n2 5167) - ocorre em fundos
arenosos na desembocadura do Rio da Prata.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul até o norte da Patagônia.
Alabina cerithidioides (Dali) (MP-UFRGS n!l6189). espécie milimétrica pertencente
à Família Cerithiidae, cujos gêneros vivem em águas moderadamente rasas, sobre capins e ervas
marinhas, em zonas tropicais e subtropicais.
Ocorrência atual: Flórida (USA) , costa brasileira até o sul do País.
Iselica d. anomala (C. B. Adams) (MP-UFRGS n.2 6196) - espécie encontrada em
fundos arenosos em águas pouco profundas.
Ocorrência atual: Antilhas, toda costa brasileira e costa atlântica uruguaia. Citada
pela primeira vez para o Rio Grande do Sul. _
Crepidula (Crepidula) protea d'Orbigny (MP-UFRGS n.2 6197) - espécie de águas
rasas, vive em fundos de pedra, fixa sobre mexilhões ou qualquer outro corpo marinho.
Ocorrência atual: desde as Antilhas, ao longo da costa brasileira até o norte da Patagônia.
Anachis (Costoanachis) avara Say (MP-UFRGS n2 6202) - espécie de águas rasas
encontrada em fundos arenosos. Comum nos cordões de ressaca da praia e no conteúdo estomacal
do asteroideo Astropecten cingulatus Sladen.
Ocorrência atual: desde o Cabo Cod, toda costa do Brasil até Buenos Aires (Argentina).
Esta espécie foi registrada como Nitidela moleculina Duelos no trabalho de Morretes
(1949) que a cita para as praias de São Sebastião e Guarujá no Estado de São Paulo.
Nassarius (Tritia) coppingeri Smith (MP-UFRGS n~ 5206) - espécie encontrada
primeiramente por Smith na Baia de Tom (sudeste da Patagônia) Entre 2-60 m. Ocorre em fundos
lodosos, rochosos e sobre algas marinhas.
Ocorrência atual: desde o sul do Brasil até o norte da Patagônia.
Olivella (Olivina) tehuelchana d'Orbigny (MP-UFRGS n.2 6211) - encontra-se vivendo
em fundos arenosos próximo à costa.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul, costa uruguaia até o Golfo Novo na
Argentina.
Espécie mixohalina
Littoridina australis d'Orbigny (MP-UFRGS n.2 5186) - encontra-se em fundos pedregosos
de águas rasas. É própria de águas salobres, mas por ser eurihalina subsiste nos estuários.
Ocorre também entre as algas marinhas, sendo lançada pelo mar durante a maré alta.
Ocorrência atual:' São Paulo, Paraná e Rio Grande do Sul, Uruguai e Argentina, distribuindo-se
segundo Carcelies (op. cit.) atéonortedaPatagônia.
B -Espécies de menor freqüência
Espécies marin/w,s
Nucula (Nucula) semiomata d'Orbigny (MP-UFRGS n2. 5138) - ocorre próximo à
.

-
144 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
costa em fundos arenosos.
Ocorrência atual: desde o Caribe (América Central), toda costa brasileira, Uruguai e
Argentina (Baía de San Blas).
Nucula (Ennucula) puelcha d'Orbigny (MP-UFRGS n.L.(139) - ocorre em fundos
arenosos e lodosos, em águas rasas. Comumente encontrada no estômago de Astropecten cingulatus
Sladen.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul, costa do Uruguai até a Baía de San Blas (Argentina)
.
Arca (Scapharca) transversa Say (MP-UFRGS n2. 5141) - espécie comum no lodo ou
areia em águas rasas.
Ocorrência atual: costa leste e sul dos Estados Unidos, Indias Ocidentais e Estados
do Golfo.
Anadara (Larkinia) notabilis IWding (MP-UFRGS n2 5143) - vive em águas rasas
nos fundos lodosos e de capins. Segundo Rios (1970) o máximo de reiistro foi 73 m de profundidade no
norte do Brasil.
Ocorrência atual: desde o norte da Flórida, Caribe e em toda costa brasileira.
Anadara (Cunearca) brasiliana Lamarck (MP-UFRGS n2. 5143a) - ocorre em fundos
arenosos, podendo ser encontrada também em fundos areno-argilosos de enseadas.
Ocorrência atual: costa sudeste e sul dos Estados Unidos, Indias Ocidentais, toda
costa bmsileira, sendo muito rara no Uruguai, encontrando-se valvas soltas em Chuí e La
Coronilla, possivelmente levadas pelas correntes.
Noetia (Eontia) bisulcata (Lamarck) (MP-UFRGS n2. 5144) - vive sobl1! boias e em
praias rochosas de enseadas. Espécie referida por alguns autores como Arca martini Reduz.
Ocorrência atual: desde as Antilhas, toda costa brasileira até o Uruguai.
Glycymeris longior Sowerby (MP-UFRGS n2. 5145) - encontrada em fundos arenosos
próximo à costa. O máximo de registro em profundidade foi de 44 m em Espírito Santo segundo
Rios (op. cit.).
Ocorrência atual: costa leste e sul do Brasil, Uruguai e Argentina.
P6catula gibbosa Lamarck (MP-UFRGS n2. 5147) - espécie de águas rasas, fixa sobre
rochas e conchas.
Ocorrência atual: desde Carolina do Norte, Antilhas, costa leste e sul do Brasil,
Uruguai e Argentina.
Chlamys Tehuelchus d'Orbigny (MP-UFGRS n2. 5148) - espécie vivendo em fundos
de pedra e areia. Ocorre em águas rasas.
Ocorrência atual: desde o Rio de Janeiro até o Golfo Novo na Argentina.
Ostrea (Ostrea) puelchana d'Orbigny (MP-UFRGS ne 5149) e Ostrea (Alectryonia)
equestris Say (MP-UFRGS n2. 5150) - vivem em fundos pedregosos próximos à costa.
Ocorrência atual: O. puelchana ocorre desde o Rio de Janeiro até o Golfo San Matias
(Argentina). A espécie O. equestris, ocorre desde Pemambuco até a Argentina.
Crassinella maldonadoensÍ8 Pilsbry (MP-UFRGS n2 5151) - vive em águas rasas,
sendo en:ontrada na areia e cordões de ressaca das praias marinhas. Foi encontrada na Baia de
Maldonado (Uruguai) entre 3-6 m por Pilsbry (1897).
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul até o Uruguai.
Carditamera (Carditamera) plata (Ilhering) (MP-UFRGS n25152) - ocorre em fundos
arenosos próximo à costa. Foram coletados na ilha Rasa no Rio de Janeiro a uma profundidade
de 74 m.
Ocorrência atual: desde o Rio de Janeiro até Baía Blanca na Argentina.
Codakia (Ctena) orbiculata (Montagu) (MP-UFRGS n2. 5156) - Vive em fundos de
areia. Ocorre desde águas rasas até cerca de 200 m.
Ocorrência atual: Carolina do Norte, Indias Ocidentais e norte do Brasil.
Trachycardium (Dallocardia) muncatum (Linné) (MP-UFRGS n.Q... 5158) vive em
fundos arenosos de enseadas, baixios areno-argilosos de baias. Espécie comum em âguas rasas.
Ocorrência atual: Flórida, toda costa brasileira até o Uruguai.
Pitar (Pitar) rostratum (Koch) (MP-UFRGS n2. 5161) - espécie de águas rasas, vive
em fundos areno-argilosos. Foram coletados em Tramandaí (RS) , exemplares a uma profundidade
de 80 m.

ESTEVES
Ocorrência atual: desde o Rio de Janeiro até o Golfo San Matias na Argentina.
Amiantis (Amiantis) purpurata (Lamarck) (MP-UFRGS n2. 5162) - vive em águas
rasas, em fundos arenosos.
Ocorrência atual: desde o Espírito Santo (Brasil), até o Golfo San Matias (Argentina).
Prothothaca antiqua (King) (MP-UFRGS n2 5164) - ocorre em águas rasas, em fundos
areno-Iodosos. Espécie de tamanho pequeno, cerca de 4 cm de comprimento, porém os
ex:emplares do sul da Argentina podem chegar a tamanhos maiores.
Ocorrência atual: são encontrados a partir do Uruguai até o Estreito Magalhães e
lhas Malvinas, passando para o Pacífico e chegando ao Chile e Peru. Não há, até o momento,
nenhuma citação de ocorrência atual para a costa sul-brasileira.
Anomalocardia brasiliana (Gmelin) (MP-UFRGS n!5165)- espécie de águas rasas,
encontrada em baías e enseadas em fundos arenosos, areno-argilosos e limosos. Vive enterrada a
mna profundidade de 15 cm. Espécie comestível muito comum.
Ocorrência atual: Cabo Hateras (USA), Antillias, toda costa brasileira até o Rio da
Prata (Uruguai).
Clausinella gayi (Hupé) (MP-UFRGS n~ 5166) - espécie provenientes do Hemisfério
Sul e pouco abundante atualmente nas costas uruguaias, onde tem sido encontrada somente valvas
soltas, especialmente nas praias Solari e Rocha e em La Pastora, Maldonado. Ocorre em
fundos arenosos.
Ocorrência atual: Valparaíso, sul do Chile, costa argentina até a desembocadura do
Rio da Prata. Não há referências sobre sua ocorrência atual no sul do Brasil.
Mactra (Mactra) isabelleana d'Orbigny (MP-UFRGS n2. 5169) - vive em fundos
arenosos em águas rasas.
Ocorrêncua atual: desde o Rio Grande do Sul até o Golfo San Matias na Argentina.
Mactra (Mactra( marplatensis D. Jurado (MP-UFRGS n!t 5168) - ocorre em fundos
arenosos a mais de 10 m de profundidade.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul até o Porto Quéquem na Argentina.
Donax hanleyanus Phillippi (MP-UFRGS n2. 5170) - espécie de águas rasas, vive
semi-enterrada na areia. Espécie comestível.
Ocorrência atual: Espírito Santo (Brasil), Uruguai, costa bonaerense, Argentina.
Semeie (Semeie) beUastriata (Conrad) (MP-UFRGS n!t 5172) - vive em águas rasas, em
fundos arenosos.
Ocorrência atual: Carolina do Norte até Flórida (USA), Antilhas e Indias Ocidentais,
norte e nordeste do Brasil.
Abra aequalis (Say) (MP-UFRGS n2 5173) - ocorre em águas rasas.
Ocorrência atual: Estados Unidos, Texas, Indias Ocidentais, nordeste e leste do
Brasil até o Rio de Janeiro.
StrigiUa sp (MP-UFRGS n!! 5174) - os representantes deste gênero ocorrem em
baixios areno-argilosos de enseadas.
Ocorrência atual: Estados Unidos, Antilhas, Brasil e Uruguai.
Corbula (Caryocorbula) caribaea d'Orbigny (MP-UFRGS nO 5175) -ocorre em baixios
areno-argilosos de baías, também freqüentemente encontradas em fundos de rochas e areias em
águas rasas.
Ocorrência atual: Estados Unidos, Caribe, Indias Ocidentais, toda costa brasileira,
Uruguai até o Golfo Novo na Argentina.
Corbula (Caryocorbula) d nasuta Sowerby (MP-UFRGS n2. 5177) - espécie rara em
águas rasas.
Ocorrência atual: Carolina do Norte, Flórida, Indias Ocidentais. As ocorrências
dadas para o Bralil não parecem corresponder à mesma espécie. Até que fique aclarada a verdadeira
posição sistemática fica aqui registrada como ocorrendo uma espécie similar a esta, em
estado sub-fóssil no sul do Brasil.
Corbula iheringiana Pilsbry (MP-UFRGS nl!. 5179) - espécie encontrada entre 6-12 m na
Baía de Maldonado.
Ocorrência atual: Uruguai.
Tegula patagonica (d'Orbigny) (MP-UFRGS n2 5183) - ocorre em fundos pedregosos e
rochosos da zona litorânea. Foram encontrados exemplares em Sarita (Chuí) a 40 m segundo Rio s
145

146 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
(1970).
Ocorrência atual: desde o RioGrandedoSulatéoGolfoNovonaArgentina.
Hallstylus columna DalI (MP-UFRGS n~ 5184) - vive em fundos arenosos e pedregosos
de águas rasas.
Ocorrência atual: desde o Rio de Janeiro (Brasil) até Porto Quéquem na Argentina.
Caecum (Elephantanellum) imbricatum Carpenter (MP-UFRGS n!!. 5188) . espécie de
águas rasas, encontrada em esponjas.
Ocorrência
te no Bmsil.
atual: Flórida, Indias Ocidentais. Não é citada como ocorrendo atualmen-
Paraná) .
Epitonium (Epitonium) georgettina (Kiener) (Mp. UFRGS n2. 5190) - ocorre em
rochas
110m.
e agregados calcários. Vive tanto em águas rasas como em profundidades maiores até cerca de
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul até o Golfo San Matias na Argentina.
Odostomia (Chrysallida) seminuda (Adams) (MP-UFRGS n525191) - espécie de águas
bem ra!Bs.
Ocorrência atual: Nova Escócia até o Golfo do México. Esta espécie não é citada
como ocorrendo atualmente ao longo da costa brasileira.
Turbonilla ci. atypha Bush (MP-UFRGS n2 5192) - encontrada na profundidade de
6-12 m na baía de Maldonado.
Ocorrência atual: Uruguai.
Turbonilla (Pyrgiseus) interrupta (Totten) (MP-UFRGS nl! 5193) - espécie comum
em drenagens rasas.
Ocorrência atual: Maine (USA), ludias Ocidentais, no Brasil ocorre do norte ao sul até o
Estado do Paraná.
Crepidula (Bostrycapulus) aeuleata (Gmelin) (MP-UFRGS n2. 5198) - vive em mares
abertos e enseadas de costas rochosas, em águas rasas. Também sobre outros organismos como
Ostrea e Mytilus.
Ocorrência atual: espécie cosmopolita.
Natiea (Natiea) isabelleana d'Orbigny (MP-UFRGS n,g 5199) . ocorre em fundos
arenosos de águas rasas, também entre mexilhoes e sobre rochas.
Ocorrência atual: desde o Rio de Janeiro até o Golfo San Matias na Argentina.
Tectonatiea pusilla Say (MP-UFRGS n!!. 5200) - vive em fundos de areia em águas
rasas, sob a ação das ondas e correntes.
Ocorrência atual: costa leste dos Estados Unidos, Golfo do México, Indias Ocidentais,
no Estado da Bahia (Brasil).
Anachis (Costoanaehis) obesa (C. B. Adams) (MP-UFRGS n2 5201) - espécie encontrada
an águas rasas.
Ocorrência atual: Virgínia até Flórida (USA), Golfo do México, Indias Ocidentais,
nordeste e sul do Brasil até o norte da PatagÔnia.
Anachis (Anaehis) eatenata Sowerby (MP-UFRGS n2. 5203) -encontradaemáguas
bem rasas.
Ocorrência atual: Bermuda, Indias Ocidentais, nordeste e sul do Brasil.
Anachis aff. isabellei (d'Orbigny)(MP-UFRGS "])25204) - espécie de águas rasas, vive
em fundos arenosos e lodosos. Comum nos cordões de ressaca da praia e no conteúdo estomacal
w asteróideo Astropecten cingulatus Sladem.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul (Brasil), até o Golfo Novo na Argentina.
Nassarius (Hinia) ambíguus (Montagu) (MP-UFRGS n2.5207) - ocorre sobre fundo de
pedra e areno-argiloso, em enseadas e baías. É uma espécie de águas rasas.
Ocorrência atual: Cabo Hateras até Flórida, Antilhas, costa sul do Brasil (Estado do
Olivancillaria deshayesiana (Dueros) (MP-UFRGS n.2 5210) - vive sob a areia em
águas msas.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul (Brasil) , até o Uruguai.
Olivella (Olivina) puelehana d'Orbigny (MP-UFRGS n52 5212) - vive sobre areia em
águas rasas.
..~----

ESTEVES 147
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul (Brasil), até o Golfo San Matias na Argentina.
Drillia patagonica d'Orbigny (MP-UFRGS n~ 5214) . comum em fundos arenoargilosos,
a cerca de 118 m de profundidade.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul (Brasil), até o Golfo San Jorge na Argentina.
Hastula cinerea (Bom) (MP.UFRGS n2 5216) . vive em águas rasas, nas praias
arenosas de mar aberto e enseadas.
Ocorrência atual: Flórida (USA), Indias Ocidentais, costa brasileira do Ceará até
Santa Catarina.
Acteon punctostriatus (C. B. Adams) (MP-UFRGS n~ 5217) - ocorre em fundos de
pedra, em águas rasas, e é muito abundante no estômago de Astropecten cingulatus Sladem.
Ocorrência atual: Golfo do México e costa brasileira.
Cylichna (Cylichnella) bidentata d'Orbigny (MP.UFRGS n2. 5218) . espécie de águas
rasas, podendo ser encontrada em profundidades maiores.
Ocorrência atual: Carolina do Norte, Golfo do México, Indias Ocidentais, Antilhas,
toda costa brasileira, Uruguai.
Acteocina candei (d'Orbigny) (MP-UFRGS n2 5219) . espécie comum de águas rasas
e também encontrada dentro do asteróideo Astropecten cingulatus Sladem.
Ocorrência
atéo Uruguai.
atual: Indias Ocidentais, Antilhas (América Central) , toda costa brasileira
b2 . Espécie mixohalina:
Erodona mactroides Daudin (MP.UFRGS n~ 5180) - vive enterrada a cerca de 1 cm
em baixios areno-argilosos e limosos no interior -de baías. Espécie eurihalina que ocorre também
Em lagoas, arroios e embocaduras de rios.
Ocorrência atual: Paraná (Brasil) até o Rio da Prata no Uruguai.
DISTRIBUIÇÃO ZOOGEOGRÃFICA E ECOLOGlCA DAS
ESPÉCIES ENCONTRADAS NOSAFLORAMENTOS
A . Espécies mais abundantes
Espécies marinhas
Entre as espécies marinhas citadas como abundantes nos afloramentos estudados, só
o gênero Tagelus e a espécie Corbula (Caryocorbula) patagonica não foram encontradas nas perfurações,
pois as demais espécies, ocorrentes em superfície, e subsuperfície, já foram analisadas
ro item anterior.
Tagelus (Tagelus) plebeius Solander (MP-UFRGS n2. 5171) - prefere fundos lodoarenosos.
Esta espécie, segundo Carcelles (1943), é eurihalina e vive também nos fundos das
desembocaduras dos rios.
Ocorrência atual: Flórida (USA), Indias Ocidentais, toda costa brasileira até Bahia
Blanca na Argentina.
Cor bula (Caryocorbula) patagonica d'Orbigny (MP-UFRGS n~ 5176) - vive em amo
biente de águas rasas em fundos arenosos e pedregosos, similar ao da C. caribaea. Foi encon.
trada em Rio Grande a uma profundidade de 88 m.
Ocorrência atual: desde o Rio Grande do Sul (Brasil), em estado subfóssil, até o Golfo
Novo (Argentina).
Espécie mixohalina
Parodizia uruguayensis Medina (MP.UFRGS n2. 5187) - encontrada nas praias
mixohalinas do Uruguai. Espécie de águas rasas.
Ocorrência atual: Uruguai.
B . Espécies de menor freqüência
Espécies marinhas
Nucula (Ennucula) uruguayensis Smith (MP-UFRGS n2. 5140) . ocorre em fundos

ESTADO ACTUAL DE LOS CONOCIMIENTOS SOBRE
EL CUATERNARIO EN EL URUGUAY.
DANILO ANTON*, HÉCTOR GOSO*
ABSTRACT
The evolution ai knowledge about Pllooene and Quaternary i. briefJy l8VÍ8ed.For tbe paleocHmatic aopecte, the .ituation ai
Uruguey wit.h regard to atmo.pheric circulation lu the couthem homÍ8p.!>ereÍ8 teken luto account. Afta- a brief reference to Pre-PHocene
an PHocene geófoglcal context, earJy, medium and late Quatemary is considered, stating the malu aspects of the evolution, taking iuto censideration
pJ"esent accumulations and the morphol!JI!Ícalframe. LaotJy, evidences of modem tectonic activity are discussed with regard to the
befare mentioned a.pecte. It is con.idered that the Quaternary wao present lu Uruguay through a change from the hot and dry climate ai the PHocene
to the pre t more humid anel colder clim.ate. Said evolution wa. not continuou. and the diocontinuitieo luId beon ao.ociated to
glacio-eustatic oeciJãtions. The climatic evolution was inserted in a tectonic-.tructural frame and the reoult of ouch interaction is th;' present
land.cape.
RESUMO
o trabalho apreo...ta uma breve ointe.e da evoluçio do conhecim...to do Plioca>oe Quatem8rlo do Uruguai. Leva-ee om conta na
conalderação paJeo.r.limática, a poalçio do palio em relaçio com a frmte da circulaçio atmooíBrica eu.tral. A oeguir, faz.ao uma curte ref8rêncl~ ao
contexto geológico pré-pliocAnico e plioeârlco; con.id,,!,a-.e, logo depoÍ8, o Quatemário Antigo, Mtld.io e Recente, expondo-ao aolinhao principais
da evolução oucedida pare iato, con.iderando ao acumulaÇÕ80 preeenteo e o quadro morfológico que ao acompanha. Flualm...te diecutom-se u
evidências da atividade tect6nica moderna om relaçio aoo elementoo ante. mencionadOl. Conoidera-ee que o Quatemário uruguaio oe caracterizou
pe~ puoagem do. cnmao .eco. e quenteo do PHoceno aoo maio úmido. e mOI atuei.. Tal evoluçio nio foi continua, tmdo oe produzido deocontinuldade.
aooociadaa COO1u OICiJaçõeo glácio-euotáticao. E.ta evoluçio climática nio foi i80Iada mao oe inoeriu em um quadro tect6nico-aotrutural.
De.te interaçio ourge como reoultado a paioagom atual.
INTRODUCCION
El estudio deI Cuaternario que estuvo relegado hasta 1960 a un segundo plano dentro
de los trabajos geológicos regionales (Serra, Lambert, Jones, Fa1conner) y generales dei Uruguay
(Walther, Caorsi,Goi'ü) tomó un impulso nuevo a principios de Ia década del60atravésde
los estudios que realizó Goso en eI Instituto Geológico deI Uruguay y que culminaron en 1965 en
un trabajo sobre EI Cenozoico en el Uruguay en donde se intenta definir una estratigrafía para
dicha era geológica,
En particular se establece Ia existencia de dos unidades claramente diferenciables: Ia
FormaCDn Raigón y Ia Formación Libertad no desmentidas por 10s estudios posteriores.
.MAPlU

152 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A partir de 1968, el sector geología deI Programa de Estudios y Levantamiento de
Suelos deI Ministerio de Ganadería y Agricultura deI Uruguay cartografía dichas formaciones en
San José, precisándose mucho más sus características. En 1970, este mismo grupo de trabajo
deI P.E.L.S. estudia el litoral atlántico rochoso con Ia participación de Ecochard (1969-70) y
Lacombe (1970-71) y Ia zona noroccidental deI Dpto. de Soriano. De todos estos trabajos
surgen Cartas a 1/100.000 e informes cuya publicación total aún no ha sido posible.
En 1972, Rozan, estudia Ia cuenca deI río Santa Lucia (especialmente en Ia zona de
San Ramón), mientras que Prost comienza una investigación en ellitoral platense de Canelones,
completada últimamente por Antón (1973) y Antón-Prost (1974).
Un aporte reciente de gran importancia está constituído por los trabajos de Sprechmann
(1974) sobre Ia paleontología deI Plioceno y Cuaternario de varias perforaciones de Ia
zona litoral.
La intención de los autores de Ia presente comunicación es de sintetizar y ordenar los
elementos más importantes de toda esta década de trabajos con vistas a Ia mejor compresión de
Ia evolución geológica cuaternaría.
/ · CBUY
.
PT A. de los LOBFROS
o 50 100 \(1'\
Localizacion de los parajes que han pennitido definir Ias unidades mencionadas en este trabajo.
PRESENT ACIÓN DEL PROBLEMA
En el estudio deI Cuaternario Uruguayo hay que tener en cuenta además de Ia
ubicacián latitudinal, Ia posición deI país frente a los sistemas de circulación atmosférica deI
lEmisferio austral.
Su extensión latitudinal ubica al Uruguay en el área de Ias latitudes medias a medias
oo.jas (35 a 30° S) correspondiendo actualmente a Ias isotermas anuales de 16° en el Sur y algo
más de 19° S en el Norte.
Los sistemas de circulación atmosférica son en Ia región, el sistema atlántico y el sis-
-----

ANTÓN, G050 153
tema pacífico, separados aI oeste por Ia cadena andina. El sistema atlántico está constituído -
como es sabido - por um anticiclón centrado hacia Ia zona sub-tropical atlántica y da lugar en el
Uruguay a vientos deI cuadranteN-NE-E, cargados con Ia humedad que queda luego deI pasaje sobre
regiones continentales más aI norte.
El sistema pacífico que lugra atravesar los Andes, a través de ciertos valles de Ia
región patagónica, também está constituído por un gran anticiclón de latitud sub-tropical. Este
anticiclón da lugar aI desarrollo de vientos deI oeste en Ias latitudes de 40 a 60° S que s:m los
qJe atraviesan los Andes perdiendo su humedad para aparecer en Ia zona deI Rio de Ia Plata
como vientos secos deI suroeste.
El avance de estas masas de aire se manifiesta a través de lenguas de altas presiones
más frías y secas que dan lugar en el contacto con el sistema atlántico a un frente de lluvias que
!:Il~lebarrer cíclicamente Ia costa sud-oriental de América deI Sur.
Cuando se instaura el sistema pacífico, deja de llover, el cielo se despeja y Ia tem-
~ratura baja. En algunos casos, en Ia línea sinuosa deI frente se generan zonas ciclónicas que
pueden dar lugar a Ias sudestadas persistentes (vientos frescos y hÚInedos que aportam gran
cantidad de lluvias).
En invierno predomina el sistema pacífico y en verano el sistema atlántico.
Nosotros creemos que en el Cuaternario ha habido una predominancia cíclica de los
sistemas (cosa visible hoy en invierno y en verano en forma de ciclo anual) . El predominio deI
sistema pacífico dió lugar a períodos más fríos y secos. El predominio deI sistema atlántico dió
rogar a períodos cálidos y secos. El equilíbrio de ambos-mstemas trajo aparejada Ia imposición
de épocas húmedas aI abundar Ias estradas de frentes y Ia instauración de sudestadas. Consideramos
que los períodos fríos contemporáneos con Ias glaciaciones reconocidas en el Hemisferio
Norte y en los Andes corresponden conlos momentos de predominio deI sistema pacífico. Los
~riodos inter-glaciares corresponderían por el contrario con épocas de dominancia deI sistema
atlántico.
EL CONTEXTO GEOLÓGICO PRE-PLIOCENO
Cuando se inicia el Plioceno en el territorio uruguayo, están ya definidas Ias líneas
estructurales actuales. Los basaltos afloran ya en toda Ia región centro-septentrional, los sedimentos
gondwánicos en el noroeste, el complejo cristalino en Ia mitad sur, y Ias rocas sedimentarias
cretáceas en Ia región occidental deI país y fosa tectónica deI Sta. lucía.
A mediados deI terciario, se desenvuelven l0s depósitos correspondientes a Ia Formación
Fray Bentos cuya extensión en ese momento era seguramente mucho mayor que Ia actual.
EL PLIOCENO
Existen elementos para pensar que durante el Plioceno se dieron momentos de aridez:
ciertas costras calcáreas sobre Fray Bentos, tal vez una parte de Ias silicificaciones d~' esta misma
formación, y de parte deI Cretáceo, así como algunas arcillas con caliches en su parte cuspidal.
De todos modos, no se puede excluir a priori Ia existencia de momentos húmedos alternados
con Ias épocas de aridez (ciertas arenas graníticas sobre granitos y gneises, así como
algunos suelos rojos presentes en Rivera y Rocha hallarian explicación haciéndolos intervenir).
AI margen de estas incertidumbres, puede probarse que durante el fin deI Plioceno el
mar tenia una temperatura más elevada que Ia actual, y que paulatinamente fue enfriándose
hasta llegar ya en plano Cuaternario a una temperatura vecina a Ia actual o menor. Ha sido
Sprechmann (1974) quien estudiando Ia perforación deI Chuy determinó Ia ecologia de Ias
asociaciones paleo-faunística:; de 105 aedimentos de Ia Formación Camacho presente en ese sondeo
debajo de los 113 m de profundidad. Todo indica que en esa época el nivel marino era más
elevado que el actual (Camacho llega a más de 20 m de altura sobre el nivel deI Itio de Ia PIam
en Colonia).
El clima cálido de fines deI Plioceno, indicaría a nuestro juicio el neto predominio deI

154 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
sistema atlántico sobre el pacífico, dando lugar a una época árida y cálida que fué aparentemente
Ia que dió lugar aIos primeros depósitos de Ias formaciones Salto, Raigón y Malvín.
EL CUATERNARIO ANTIGUO
La instauración deI Cuaternario en el Uruguay marca el paulatino predominio deI sistema
pacífico que va a traer también un clima árido pero frío con una mucha mayor frewencia
de los vientos deI SW y aporte de limos que comienzan a ser retenidos por una vegetación esteparia
modificando Ia dinámica deI paisaje. Esta evolución climática de Ia base deI Cuaternario
se apoya en los siguientes argumentos:
a) abundancia de depósitos aluviales dominantemente gruesos por encima de los
sedimentos de Camacho que muestran una esc asa protección de Ias laderas por Ia vegetación,
con predominio dei escurrimiento superficial y torrencial.
b) dichos depósitos están recubiertos por limos eólicos y lodolitas (producto de Ia
removilización de dichos limos). Estos materiales han sido caracterizados por Goso (1965) bajo el
nombre de Formación Libertad. Las condiciones de deposición áridas de Ias formaciones aluviales
antiguas fueron consideradas como frías anteriormente por Goso (op. cit.) suponiendo Ia
ínicíación deI Cuaternario en ese momento. Esto presentaba algunos problemas, como por ejem-
{io Ias diferencias entre los depósitos aluviales deI Cuaternario Antiguo y la Formación Libertad.
AIos efectos de salvar esta contradicción se acudió a Ias posibles diferencias de configuración
de los valles andinos que seguramente variaron sensiblemente a 10 largo de los tiempos
neógenos determinando modalidades de circulación atmosféricas distintas a Ia actual. A Ia luz
deI trabajo de Sprechmann se puede interpretar esta aridez como correspondiente a un clima
cálido.
Ignoramos si luego de los depósitos aluviales y antes de Ias acumulaciones limosas,
existe algún tipo de depósito continental que marque Ia discontinuidad en forma neta. Es posible
que haya habido un aumento de Ia humedad en algún momentodeterminandoalteraciones y
entalles en Ias formaciones aluviales pre-existentes.
La Formación Libertad parece haber sido enriquecida - además deI aporte eólico alóctono
- por Ia movilización de mantos de alteración cuya génesis deberia ubicarse en un momento
húmedo pre-Libertad y posterior a los depósitos aluviales deI Cuaternario Antiguo. De todos modos
ello queda en el marco hipotético.
De acuerdo a Ias muestras de 54 a 66 m en el sondeo deI Chuy, no es de excluir que
exista una transgresión posterior a Raigón y anterior a Libertad que podría denominarse entonces
Chuy I (Ia transgresión Chuy propiamente dicha seria entonces Chuy 11).
En resumen: el cuaternario antiguo, marca el pasaje de un clima árido y probablemente
cálido, con U!l nivel marino elevado, a un clima semi-árido y frío con ua illvel marino
mucho más bajo. En el continente esta evolución se expresa a través de una sucesión de depósitos
aluviales y limosos (Raigón-Salto-Malvín en Ia base y Libertad en Ia cima).
La existencia de una interrupción en esta tendencia no está aún suficientemente
probada, aunque no puede descartarse en el estado actual de nuestros conocimientos.
EL CUA TERNARIO MEDIO
Los depósitos de Libertad se interrumpen en algún momento deI Cuaternario dándo
se lugar a entalles fluviales generalizados que permiten el afloramiento de los aluviones pre-
Libertad e inclusive de sustrato geológico ante-cuaternario. Estos entalles se asocian con alteraciones
en el A. Curupí y Tupambaé por 10 que parecen corresponder a una época húmeda posterior
a Libertad con predomínio de Ia pedogénesis sobrela ablación'en Ias laderas y de Ia incisión
sobre Ia aluviación en los talvegs mayores.
A nuestro juicio, este momento húmedo se inicia con un nivel mínimo bajo, ahogándose
finalmente los entalles cuando se produce Ia transgresión Chuy. Otro hecho que aparentemente
favorece Ia terminación de Ia incisión fluvial es Ia aridificación Navarrense época de
predommio deI sistema atlántico que da lugar a un clima semi-árido templado cálido con escasa
protección de Ias laderas y escurrimiento dominante. Los depósitos aluviales deI Sta. Lucía, Ias
terrazas deI Navarro y Ia baja terraza deI Ao Malvín, parecen corresponder a este período con-

ANTÓN, 6050 155
temporáneo de Ia transgresión Chuy.
Un nuevo predominio dei sistema de altas presiones provenientes dei SW, trae
aparejada un nuevo momento semi-árido frio, que se corresponde con Ia regresión marina post-
Chuy.
En este momento hay nuevamente aporte eólico, con una consecuente removilización
por movimientos de masas o coluviación en Ias laderas que determina Ia acumulación de Ia For-
Imción Dolores también denominada Libertad 11.
EL CUATERNARIO RECIENTE
Esta recurrencia de Ias condiciones de deposición de Libertad fue interrumpida por
un aumento de Ia pluviosidad que provocó un pequeno entalle y Ia estabilización de Ias laderas
dolorenses. Los depósitos de Villa Soriano y el escarpado de Ia Formación Dolores frecuente a 10
largo de todo ellitoral platense y dei bajo río Uruguay son Ia consecuencia de una transgresión
Imrina que se produce en ese momento: la transgresión Villa Soriano.
Consideramos que Ia regresión post-Villa Soriano - que a nuestro juicio sué muy pequena
- es contemporánea con un aumento de Ia humedad expresado en los limos Mosquitenses.
Durante Ia regresión senalada, se produjo Ia deflación de Ias arenas neríticas y de
playa descubiertas por Ia regresión dando lugar a acumulaciones en el interior dei continente que
favorecieron Ia retención de Ias aguas de lluvia y un mayor desarrollo vegetal como consecuencia
de Ia concurrencia de Ia mayor humedad disponible y de Ia ligera humidificación procesada. Los
suelos así originados son muy abundantes en el litoral Sur dei país y pasan con frecuencia lateralmente
a turbas y arenas turbosas.
En tiempos meso-holocenos se produce Ia ingresión de Punta de los Loberos concomitantemente
con una aridificación pequena que dió lugar a Ia formación de ciertas cárcavas
hoy degradadas visibles en múltiples puntos dei sur dei país (en Rocha, en Canelones, y en Maldonado,
especialmente). Estas cárcavas están hoy aún en funcionamiento en Ias cercanías de Ia
costa. Esta aridificación dura poco tiempo y es sustituída por una nueva evolución climática,
hasta el sub-húmedo actual (durante el cual se degradan Ias cárcavas).
Estos..episodios de incremento de aridez se expresan en general a través de depósitos
de limos de desborde en Ias planicies aluviales.
En tiempos recientes, .el nivel marino descendió aproximadamente 1.50 m con relación
ai nivel de Pta de los Loberos hasta llegar ai o actual.
IA TECTÚNICA CUATERNARIA
Este esquema general que hemos planteado se vió modificado localmente por movimientos
tectónicos de indole variado que agregaron nuevos matices de complejidad ai problema.
No siempre es fácil probar Ia existencia de movimientos relativos de los compartimentos
tectónicos durante el Cuaternario. No obstante, varios hechos hacen pensar que Ia actividad tectónica
no ha sido despresiable:
1) la formación marina Camacho aparece a alturas muy distintas en Colonia (20 m sobre él) y en
el Chuy (90 m bajo el), así como en Laguna dei Sauce (50 m bajo el) y en San José (O m) mostrando
faunas y litologías muy similares;
2) los depósitos cuaternarios están organizados en cuencas de subsidencia que en algunos casos llegan
a constituir apilamientos de potencias considerables (20 a 100 m). Múltiples ejemplo§J!On visibles a 10
largo dei país (zona al S de Villa Soriano, Laguna dei Sauce, Laguna Merin, SW dê Ia fosa tectónica de
Sta Lucia, etc).
3) la existencia de basculamientos de ciertas formaciones cuaternarias es visible en múltiples
lugares de Ia costa, en particular en Colonia, San José, y Can~lones.
De todas maneras, si bien Ia tectónica ha jugado intensamente en ciertos lugares, no
puede por sí, explicar Ia evolución dei paisaje cuaternario. Es por esa razón que hemos insistido
en eI aspecto paIeo-climático, ai cual hay que recurrir para explicar 10s tipos de sedimentQS existentes.
Localmente Ia tectónica de Ias lineas que permitem el desenvolvimiento de acumulaciones
de mayor o menor espesor y es por eso que el contexto climático no se da aislado sino inserto en
un cuadro estructural de cuya interacción compleja surge como resultado el paisaje actual.
--~
--.-

156 ANAIS 00 XXV/II CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
DA T ACION FORMACIONES CONTlNENTALES FORMACIONES MARI- CRONO-MORFO-
Depósitos y entalles NAS - Nivel dei mar ESTRATlGRAFICA
HOLOCENO Limos de desbroche Regresión actual
Transg. PUNTA DE LOS
LOBEROS
POST-MOSQUlTENSE
Limos negros arenosos de La Floresta Regresión POST-VILLA MOSQUlTENSE
SORlANO
Limos de desborde Transg. VILLA-SORIANO POST-DOLORENSE
Lodolitas- Formación Dolores Regresión POST-CHUY DOLORENSE
PLElSTOCE-
NO REClEN-
TE Aluviones-Formación Navarro (F. Transgresión CHUY NA V ARRENSE
Río Negro? )
Entalle Curupiense Regresión POST-CAMA- CURUPlENSE
PLElSTOCE-
CHO
NO MEDIO
Limos-Lodolitas-Formación Libertad Regresión
CHO
POST-CAMA- LlBERTADENSE
Entalle ? Curupiense ?
PLEISTOCE- an tiguo? Transgresión
NO ANTlGUO CHUY antiguo? ?
Aluviones-formaciónes Raigón, Malvín, Regresión POST-CAMACHO MAL VINENSE
Base, de Salto (F.Río Negro? )
PLlOCENO Costras ca1cáreas, arcillas con caliches, Transgresión CAMACHO PRE-MAL VINENSE
silicificaciones
MIOCENO Limos y areniscas calcáreas-formación ? FRA Y BENTOS
Fray Bentos
CONCLUSION
Este trabajo no ha pretendido resolver el problema deI Cuaternario uruguayo sino
sentar las líneas de Ia evolución de la comprensión de su dinámica. Los problemas a resolver no
son fáciles y en más de un caso existen muchas dudas acerca de la naturaleza de los procesos.
En particular, reconocemos Ias dificultades para reconstruir el Plioceno cuyo verdadero
carácter se nos aparece muy nebuloso aún. En el Cuaternario Antiguo, si bien se han
precisado aspectos importantes, aún hay dudas acerca deI clima reinante cuando Ia deposición de
Raigón y Malvín (árido frio o árido cálido) así como de Ias características deI pasaje entre
Raigón-Malvín y Libertad.
La misma Formación Libertad se encuentra aún delimitada en forma bastante imprecisa,
no sabiéndose a ciencia cierta si hay un ciclo o dos (exceptuando Dolores) separados por
un momento más húmedo y cálido.
DeI mismo modo, Ias transgresiones anteriores aI último Chuy están aún en duda, y
falta mucho trabajo de reconocimiento para precisar su existencia y características. Además hay
incertidumbre en Ia identidad de los diferentes niveles transgresivos del Cuaternario Reciente,
generalmente de difícil ubicación estratigráfica.
Claro que el lado de todas estas dudas queda en pie un número suficiente de mojones
estratigráficos como para sentar un cuadro general deI Cuaternario Uruguayo (ver Quadro).
Cuadro General deI Cuatemario Uruguayo Propuesto
----

ANTÓN, G050 157
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ECOCHARD (Sta Tere.. y Chuy), LACOMBE (Canlda Grande)ANTON-PROST (Sade Animao-Lao FIorea-Solío)y (Ao Malvíny ouo oistemas de
terrazao) ROZAN (Planicie de San Ramón).
Cartas geológicas:
GOSO et alü (Sta Tere.., Chuy, Canáda Grande, Noroeste de Soriano, Sur de San José).

LITOESTRATIGRAFIA DO QUATERNÁRIO DO ESPIRITO SANTO
HENRIQUE DELLA PIAZZA.,
MAUROBARBOSA DE ARAUJO., ALFREDON. BANDEIRAJR...
ABSTRACT
med under RIO
D

160
IS.3d
LEGENDA
Q! QUATERNARIO
FORM. UNHARES
Tb TERCIÁRIO
FORM. BARREIRAS
,
PE: PRE-CAMBRIANO
19.od e TABULEIROS
190301
20.00'
Fig. 1
40030'
ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
o 1
40.
ESCALA
2000 1
20.
40000'
4000km
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~PLANt'CIE COSTEIRA
( DELTA EMERSO)
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PRD-IO Z
(o:(
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ESCALA
20 . 40km.
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40.
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IS.
19.
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200km

Fig.2
PIAZZA, ARAUJO, BANDEIRA Jr. 161
COLUNA ESTRATIGRÁFICA GENERALIZADA DO EspíRITO SANTO
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162 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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164 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
:rrofundidade final do poço aos 60 m. A espessura observada nesta sondagem, onde não foi atingida
a base da formação, é anormal para a área. Aparentemente, a sonda penetrou num antigo
canhão do Rio Doce que foi preenchido por argilas marinhas durante a Transgressão Flandriana.
O contato inferior da Formação Monsarás é discordante, repousando a mesma, na
mUor parte da área, sobre a Formação Barreiras de idade pliocênica (?) . Na área entre Nativo e
Ipiranga a unidade subjacente é a Formação Rio Doce, de idade que vai desde o Paleoceno até o
Miocento (Asmus et alii, 1971). Para o lado do mar desconhece-se até onde a formação repousa
sobre sedimentos terciários.
O contato superior, com a Formação Linhares é via de regra concordante, porém
abrupto, representado por uma quebra litológica, com as areias grosseiras do Membro Povoação.
Entretanto este contato é de natureza erosiva quando a relação se faz com o Membro Barro
Novo. Isto acontece, localmente, nos casos em que antigos canais escavaram profundamente, alcançando
as aJ:gilas marinhas.
Lateralmente, para o lado do continente, a Formação Monsarás interdigita-se com as
areias grosseiras de cordões litorâneos e de praias do Membro Povoação, como aconteceu na
sondagem PRD-12-ES escolhida para seção de referência deste membro.
Idade e N eontologia
As argilas que constituem a Formação Monsarás têm posição estratigráfica pós-
Barreiras, sendo-lhe atribuída uma idade quaternária. Parte dela foi depositada durante a Transgressão
Flandriana, iniciada na passagem do Pleistoceno para o Recente, e parte depositou-se
como sedimentos pró-deltaicos após aquela transgressão, durante a progradação do delta do Rio
Doce. Atualmente estes sedimentos ainda vêm se depositando na área do pró-delta.
A associação de organismos presente nestes sedimentos é muito rica em foraminíferos,
incluindo ainda moluscos, crustáceos, equinodermas e diatomáceas.
Os foraminíferos apresentam associação muito diversíficada, porém não foram ainda
realizados estudos para determinação de formas evolucionárias ou formas fósseis.
Formação Linhares
Generalidades Definição Seção-tipo
Sob esta denominação designa-se aqui o pacote de areias grosseiras de frente deltaica
e sedimentos areno-sílto-argilosos de origem flúvio-deltaica, da parte superior da seqüência
sedimentar quaternária da planície costeira do Espírito Santo, justapostas às argilas marinhas
pró-deltaicas da Formação Monsarás.
O nome provêm da cidade de Linhares, situada na parte centro-oriental do Estado do
Espírito Santo, edificada sobre os tabuleiros da Formação Barreiras, na margem esquerda do
Ri:>Doce, no ponto onde este penetra na planície costeira.
A seção-tipo é representada pelo perfil geológico levantado na Fazenda do Gaúcho, a
norte da localidade de Vila do Riacho, na parte sul do Delta do Rio Doce (Fig. 5). Esta seção é
incompleta, porém reflete de modo geral a litologia típica da formação. Completam-na as seçõestipo
dos seus membros, que são tomadas como seções de referência para a formação.
Litologia
A formação é constituída por areias grosseiras, conglomeráticas, micáceas, com
abundantes minerais pesados, areias silto-argilosas e argilas muito micáceas. Na definição dos
membros a litologia é descrita em detalhe.
Comportamento Estratigráfico
A Formação Linhares distribui-se em toda a parte emersa do Delta do Rio Doce,
compondo a planície costeira, e avança sobre a plataforma continental. Ocupando na parte emersa
uma área de 2.550 km2, a formação estende-se de Itaunas, ao norte, até as cercanias de Santa
Cruz, ao sul.

N
Fig.5
PIAZZA, ARAUJO, BANDEIRA Jr. 165
LlTOESTRATIGRAFIA DO QUATERNÁRIO DO ESP(RITO
SEÇÃO -TIPO DA FORMAÇÃO LlNHARES
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CONCREÇOES LlMONITICAS
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166 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Para oeste, chega até a altura do meridiano 20° 20' 30" de Long W. Para leste estende-se
irregularmente pela plataforma continental, sendo limitada, naquela direção, por extenso
recife algálico.
Para sudeste ela se limita com a área de exposição subaquosa da Formação Monsarás,
representada pela atual área de sedimentação pró-deltaica.
O limite superior da Formação Linhares constitui a atual superfície quatemária da planície
aluvial do Rio Doce. Seu contato inferior se dá com a Formação Monsarás e já foi discutido anteriormente.
Lateralmente, nas direções norte, sul e oeste a formação tem contato discordante
com a Formação Barreiras. A sudeste para o lado do mar, a formação interdigita-se com as argilas
marinhas da Formação Monsarás, e a leste ela tem contato discordante com o recife algálXo.
Naf! sondagens realizadas na área não se verificaram espessuras acima de 30 m para
a Formação Linhares.
Idade e Neontologia
Os sedimentos englobados na Formação Linhares são considerados de idade holocênica,
uma vez que sua deposição iniciou-se após a relativa estabilização do nível do mar ao fim
da Transgressão Flandriana.
Esta formação apresenta variado conteúdo biológico, com organismos de água doce,
água salobra e água salgada. Diatomáceas, tecamebas, algas, moluscos, crustáceos, equinodermas
e foraminíferos estão presentes nestes sedimentos, ocorrendo algumas associações ligadas a
ambientes específicos.
Subdivisão Litoestratigráfica
O pacote sedimentar que constitui a Formação Linhares apresenta em sua base uma
seção de areIaS grosseiras, conglomeráticas, que representam depósitos de frente deltaica. Esta
~&o distingue-se facilmente da seção superior, a qual envolve elásticos finos e grosseiros que
representam sedimentos depositados em planície deltaica. Em vista disto, decidiu-se subdividir a
Formação Linhares em dois membros, para os quais são propostas aqui as denominações de
Membro Povoação e Membro Barro Novo.
Membro Povoação - É a unidade inferior da Formação Linhares, sendo constituído
pelos elásticos grosseiros da frente deltaica.
A denominação proposta para este membro provêm da localidade de Povoação, situada
na parte centro-leste do Estado do Espírito Santo, às margens do Rio Doce e distando 8
km de sua foz.
Para representar a seção. tipo deste membro foi escolhido o intervalo entre 0,5 e 6,0 m da
sondagem PRD-fr.ES (Fig. 6) localizada a 35 km a nordeste da cidade de Linhares e a
10 km sudeste da Lagoa da Suruaca. Apesar da pequena espessura com que o membro aparece nesta
sondagem, ela foi escolhida por ser a única em que se observa os limites superior e inferior do Membro
Povoação.
Na seção-tipo este membro é recoberto por 0,5 m de sedimentos finos e grosseiros
com restos vegetais, representando depósitos de planície de inundação, do Membro Barro Novo
e sua base repousa sobre as argilas marinhas da Formação Monsarás.
Como seção de referência tomou-se a sondagem PRD-12-ES (Fig. 7) situada a leste
da Lagoa do Zacarias, a menos de 1 km da praia, ao norte da foz do Rio Doce. Esta sondagem
atravessou, desde a superfície até 15 m de profundidade, areias grosseiras, conglomeráticas do
Membro Povoação, cortou a seguír 3 m de argilas marinhas da Formação Monsarás e penetrou, aos 18
m de profundidade, novamente em areias grosseiras do Membro Povoação, continuando a amostrar
estes elásticos grosseiros até a profundidade final do poço aos 27 m.
Esta sondagem foi tomada como seção de referência para amostrar a ocorrência de
interdigitações das argilas marinhas da Formação Monsarás com as areias grosseiras do Manlro
Povoação. Esta interdigitação representa fenômeno comum nas relações de contato entre os
depósitos de frente deltaica e os depósitos de pró-delta.

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168 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A litologia deste membro é mais ou menos uniforme. Compõe-se de areias quartzosas
grosseiras, mal seleciona das, conglomeráticas, com frequentes grânulos e seixos, abundantes
mnerais escuros, principalmente homblenda, zircão, monazita, turmalina, ilmenita e magnetita,
que ocorrem em lâminas e leitos delgados e também disseminados. Ocasionalmente, ocorrem
leitos de areias finas e médias, micáceas, de seleção boa a regular.
A espessura deste membro, nas sondagens efetuadas para o PROJETO RIO DOCE, não
ultrapassou 15 m em seção contínua. Entretanto, na seção de referência (Fig. 7) a sonda perfurou um
pacote de 27 m constituído por uma seção de 15 m de areias grosseiras do Membro Povoação, uma in-
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Fig.8
PIAZZA, ARAUJO, BANDEIRA Jr.
LlTOESTRATIGRAFIA DO QUATERNÁRIO DO
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N.M.M.
396000
(UTM)
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SANTO
SEÇÃO B
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CORTE A-B
REF- NíVEL MÉDIO DO MAR
PLANTA
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::::: :::::: FLUVIAL
10 m
SILTE-ARGILA
CASCALHO
(cola)
DE CANAL
ARGILA
ESCURA
ESCALAS
200 400m
169

170 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
tercalação de 3 m de argilas da Formação Monsarás, e mais 9 m de areias grosseiras daquele membro,
sem alcançar a sua base.
O contato inferior do Membro Povoação se faz com a Formação Monsarás e já foi
discutido anteriormente. Seu contato superior, com o Membro Barro Novo, pode ser abrupto,
quando os sedimentos superpostos são sílticos e argilosos, ou pouco aparente, "apesar do caráter
mJsivo, quando se lhe superpõem areias grosseiras de depósitos de canais. Neste último caso, a
distinção pode ser feita com base na grande quantidade de plaquetas de mica e menor concentração
de minerais escuros nos depósitos de canais ou na ocorrência de estratificações cruzadas,
muito freqüentes nas seqüências fluviais.
Para o lado do mar, as areias grosseiras do Membro Povoação interdigitam-se com
as argilas marinhas da Formação Monsarás, como se verificou nas sondagens PRD-ll-ES e PR-
D-12-ES.
Membro Barro Novo - Este membro constitui a parte superior da Formação Linhares
e apresenta litologia muito variada, pois corresponde aos depósitos de planície deltaica,
onde a sedimentação é complexa.
O nome provém da vila de Barro Novo, erigida sobre um trecho aflorante de
paleocanal do Tio Doce, situada a 28 km nordeste da cidade de Linhares. Como seção-tipo
foi escolhida a seção amostrada pelas sondagens PP-117 e PP-118 (Fig. 8), nas proximidades
da Fazenda Itapuri, a 8 km leste de Linhares.
Compõem o membro sedimentos depositados nos diversos subambientes de planície
deltaica, envolvendo clásticos finos e grosseiros depositados em lagoas, pântanos, planícies de
inundação, diques naturais e canais fluviais. Constituem-se de areias quartzosas finas a grosseiras,
mal a regularmente selecionadas, em parte conglomeráticas, micáceas, com abundantes
minerais escuros, siltes argilosos, argilas sílticas e arenosas, muito micáceas e com abundante
matéria orgãnica, turfas e vasas orgãnicas.
Este membro tem espessura variável, desde apenas 0,5 m, como se observou a 7 km
nordeste de Vila do Riacho, onde se encontrou meio metro de turfa sobre areias grosseiras do
MEmbro Povoação, até mais de 30 m como ocorreu na sondagem PRD-15-ES, locada a 20 km
sudeste de Linhares. Nesta perfuração foram amostrados mais de 30 m de areias de canais
fluviais, desde a superfície até a profundidade final do poço, sem que se tenha alcançado a base
do membro.
O limite superior deste membro, que corresponde ao limite superior da Formação
Linhares, constitui a atual superfície quatemária do delta do Rio Doce. Seu contato inferior com
o Membro Povoação já foi discutido anteriormente.
Observações
Outros depósitos quaternários ocorrem no Espírito Santo, porém não têm status que
justifiquem uma designação formal.
Depósitos representados por aluviões, coluviões e eluviões ocorrem fora da planície
costeira estudada no PROJETO RIO DOCE. Dentre estes é interessante mencionar os
areiõesencontradiços sobre os tabuleiros terciários da Formação Barreiras, constuidos de
areias quartzosas brancas, de granulação média e seleção regular. Estes areiões, alguns com
extensões de algumas centenas de metros e com espessuras ao redor de 4 m, corresponderiam
a depósitos semelhantes, com a mesma posição estratigráfica, comuns no Nordeste Brasileiro,
aos quais Mabesoone (1964) denominou ínformalmente areias brancas.
Os sedimentos quaternários da estreita faixa costeira ao sul do delta do Rio Doce, no
Estado do Espírito Santo, representados por praias, aluviões e, inclusive, os sapropelitos mencionados
por Oliveira e Leonardos (1943) correspondem aos depósitos incluídos na Formação
Linhares.
-~---_.-
------

PIAZZA. ARAUJO, BANDEIRA Jr. 171
BIBLIOGRA:fIA
BANDEIRA, Jr., A.N.& SUGUIO, K. - 1974 - Eatudo Ime.WÓIIi do Deitado Rio Doce. RelatórloPETROBRÁS/CENEPES. (Noprelol.
MABESOONE,J. M. - 19M - E.tudo eedim..to16glco daurelae branca. da Fai:udo litoral Nordeetino. ArqaI Geol68leo8, Reclfe,Ii:81-100.
OLIVEIRA, A. I. & LEONARDOS, O. H. . 1943 - GeoICJlllado Bra.I, I. 00. Rio d. Janeiro, Minietério da Agricultura - Serviço d. Informacão
AKricola. 813p.
PIAZZA, H. D. " ARAUJO, M. B. - 1972 - Projoto Rio Doce: .eoICJlllada parte coat W. PETROBRAs/RPBA. 83p. (Relatório Interno
n.I6821.

SOLOS E PALEOSSOLOS DO ESTADO DE SÃO PAULO
E SUAS INTERPRETAÇOES PALEOGEOGRÁFICAS
Jost PEREIRA DE QUEIROZ NETO.
ABSTRACT
The concepts of relicts sons and burisd soils now in uss by pedologists are CÜ8cusssdaDl! applied to the soils of Slo Paulo
State.
Relict sons, which have been interpreted as old BOil., are thought to correapond to wasthering and pedogeneois occurred
within the Iower Quatemary or even the Tertiary. Subeequmt weatilerIDg proc- eeem to be related to latemic crusts and to some soRe
with latoeolic B homans. Their char"cteristics and situation.in the landa

174 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
É principalmente a última tendência que nos interessa, pois as interpretações paleogeográficas
só podem ser feitas levando em conta a posição dos perfis na paisagem. É a partir
daí que torna-se possível encontrar resposta para um certo número de indagações, sobretudo
como e quando iniciou-se a formação dos perfis de solo e como, a partir daí, evoluiu. Essas indagações
constituem uma das preocupações dos pedólogos e levam a enfocar certos problemas,
como Ruellan (1971) assinalara: os solos são jovens ou velhos? Quais as principais etapas de sua
formação? As condições atuais do' meio ambiente onde se encontram são semelhantes ou diversas
daquelas onde o perfil evoluiu?
O perfil de solo, na sua concepção clássica, representa um elemento em equilíbrio
dinâmico com os outros elementos da paisagem, seus fatores de formação.Face às modificações do
meio ambiente, sobretudo bioclimáticos com possíveis reflexos sobre o relevo, as características de
evolução pedogenética dos perfis não são necessariamente as mesmas desde o início. Somente
aqueles que tiveram sua evolução iniciada após a instalação das condições bioclimáticas atuais,
apresentariam todas as características relacionadas a elas. Todos os outros apresentariam parcial
ou totahnente características de processos de evolução em condições revolutas.
Como assinalaram Pias e Ruellan (1969), a noção de paleossolos abrangeria dois
casos distintos: solos enterrados ou fósseis e solos relíquias.
Os primeiros, conservados totalmente quando não sofrem previamente ações erosivas
intensas, ou dos quais apenas os horizontes profundos são conservados em caso contrário, são
considerados os verdadeiros paleossolos por alguns.
Os solos relíquias, também considerados solos velhos, são aqueles que ocorrem na
superfície e que conservariam certas caracteristicas herdadas de evoluções passadas, sob condições
ambientais passadas e diversas das atuais. No caso de solos enterrados parece mais simples,
já que o enterrio provocaria uma freagem dos processos, e o perfil poderia conservar as
principais características de sua evolução. No outro caso, o problema é mais complexo, pois o
perfil pelo menos na sua parte mais superficial, continua evoluindo mesmo após as modificações
das condições bioclimáticas.
Recentemente, tivemos a oportunidade de tecer considerações a respeito e não voltaremos
a tratar em detalhe o problema (Queiroz Neto, 1972). É necessário lembrar, apenas, que
os diferentes autores nem sempre estão de acordo com a extensão temporo-espacial a ser dada ao
termo paleossolo.
Para alguns, como Avery (in Pias e Ruellan, 19691 a palavra paleossolo deve ser
reservada apenas para os perfis cujo início de evolução é anterior ao Holoceno. Para outros,
como Firman (1969), somente os horizontes O e A, em muitos casos, estariam relacionados às\
oondições atuais. Os outros, situados abaixo, seriam velhos (ali the others horizons are old). Por
rotro lado, o termo fóssil só poderia ser aplicado a solos profundamente enterrados (Firman, in
Pias e Ruellan, 1969).
Para o pedólogo há uma dificuldade suplementar, ao definir o tipo de evolução do
perfil, tentando separar o que é de hoje daquilo que vem como herança do passado, face a certas
tendências atuais da Pedologia expressas pelo Soil Survey Staff (1960). Com efeito, passou-se a
dar importância preponderante aos horizontes B (horizontes diagnósticos) para interpretação
genética e classificação dos perfis.
Como observara Firman (1969) , o conceito de uma origem poligenética leva a concluir
que o perfil é um arranjo de camadas de materiais (horizontes), cada qual formada por diferentes
caminhO'.! e em tempos diversos. O perfil de solo seria assim tão quanto a primeira gênese e
evolução, e tão novo quanto os mais recentes horizontes (O e A) . O horizonte B poderia situar-se
numa posição intermediária temporal, sua gênese anterior a do material sotoposto, mas posterior
ao de superfície. Mas é este que, pela sua posição espacial, refletiria mais fortemente as condições
atuais, apesar de ser o mais antigo.
Mesmo não encontrando atualmente resposta para estas e outras questões apontadas
anteriormente (Queiroz Neto, 1972) é preciso levantá-Ias ao se tentar estabelecer um balanço das
interpretações e correlações paleogeográficas dos solos.
Os pesquisadores nacionais não preocuparam-se situar os problemas, nos seus relatos
de pesquisa, o que teria permitido definir com maior clareza os verdadeiros limites das interpretações
propostas. Em outros termos, não foram definidas as características dos perfis relacionadas
com os processos atuais e as interpretações e correlações paleogeográfica não passam,

QUEIROZ NETO 175
por enquanto, de meras hipóteses de trabalho.
Os critérios mais comumente utilizados para as interpretações e correlações paleogeográficas
dizem respeito sobretudo a alguns aspectos:
1 - A posição ocupada pelos perfis de solo na paisagem e a possível relação com eventos geomorfológicos.
2 - A presença de indícios de descontinuidades erosivas no interior ou na base dos perfis,
muitas vezes representadas por stone Unes.
3 - A presença de perfis em diferentes graus de alteração, definida pelas caracteristicas mineralógicas(areia
e argila) e do oomplexo de troca (capacidade de troca de cátions, saturação).
4 - A presença de horizontes representando descontinuidade de alteração.
5 - A presença de perfis enterrados, que muitas vezes podem ser distinguidos dos anteriores
sobretudo quando os horizontes A foram preservados.
6 - A presença de perfis apresentando certas características de processos pedogenéticos (B textural
e cerosidade) ao lado de outros que não as apresentam.
Nem sempre os perfis interpretados paleogeograficamente foram definidos claramente
oomo unidades estratigráficas: seriam os perfis "com caracteristicas fisicas e relações estratigráficas,
que permitem seu reconhecimento sistemático e mapeamento como unidade estratigráfica"
(Ruhe, 1969).
os SOLOS E AS INTERPRETAÇÕES P ALEOGEOGRÁFICAS
E possível definir algumas linhas de pesquisa, que levam à interpretação paleogeográfica
dos perfis de solo, cada qual empregando métodos e técnicas bem defínidas.
1. Interpretação dos solos através de suas propriedades morfológicas, mineralógicas, físicas e
químicas, e tentativa de definição das características relíquias e antigas.
As interpretações procuram integrar os perfis na paisagem, através do relacionamento
entre a posição ocupada e o grau e tipo de alteração que apresentam.
O prímeiro trabalho dessa natureza é o daComissâo de Solos! 1960), que trata do assunto
em termos genéricos para todo o estado, e define os solos com horizonte B latossólico como velhos.
Estabeleceram relações com o material de origem, definindo-os como desenvolvendo-se sobre
materiais retrabalhados. Estabeleceram cronoseqüências, onde aparecem sempre como os mais
evoluídos de cada seqüência.
A pesquisa realizada na região de Rio Claro (Queiroz Neto, 1969), representa a primeira
em que o problema é tratado com maior grau de detalhe, e torna-se tanto mais interessante quanto a
região vem recebendo a atenção de pesquisadores de ramos os mais diversos das Ciências da Terra.
A definição do grau de alteração dos diferentes perfis foi estabelecida em função das
quantidades presentes de minerais primários alteráveis, de caulinita e gibbsita, da capacidade de
troca de cátions, saturação em bases, relação silte/argila, relação sílica/alumina (relação ki),
comparando-se sempre perfis formados a partir de materiais de origem de mesma natureza.
A interpretação foi feita em termos estratigráficos, como Ruhe (1969) propôs, e os
perfis foram relacionados às superfícies geomorfológicas datadas hipoteticamente. Para as correlações
geomorfológicas, utilizou-se grandemente o trabalho de Penteado (1968) e as principais
conclusões acham-se no Quadro 1.
A área abrangida pela pesquisa, na realidade, não alcançava aos Latossolos Vermelho
Amarelo fase arenosa, que ocorrem sobretudo na margem direita do Rio Corumbataí,onde
situa-se a cidade de Rio Claro. Estes foram introduzidos no Quadro 1, no sentido de torná-lo
mais canpleto. Por outro lado, em relação ao trabalho original, algumas modificações foram
feitas na interpretação das superfícies de erosão.
Pesquisando região análoga, e empregando também critérios afins para a identificação
dos perfis de solo, Dias Ferreira e Queiroz Neto (1974) encontram distribuição semelhante
para certos solos. Partiu-se desta vez do estudo e cartografia das formações superficiais da
região de Bofete, encaradas como material de origem dos solos (Dias Ferreira, inédito). Foi possível
verificar que as alterações mais antigas estão testemunhadas por couraças ferruginosas do
topo da Serra do Limoeiro, correspondendo a processos do Terciário Inferior a Médio. Para o
restante, parece haver uma relação bastante estreita entre os tipos de solo e a superfície geomor-

------ --
176 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
fol6gica em que se encontram. Deu-se maior atençAo a08 8010s das vertentes e escarpas, formados
sobre colúvios, e cujos perfis quase sempre desenvolvem-se no Holoceno.
Na borda leste da DepressAo Periférica, no contato com o Planalto Atlântico, dois
traballDs de pesquisa confirmam certos aspectos citados.
Modenesi (1971) realizou um estudo geomorfol6gico e de formações superficiais no
maciço granitico de !tu-Salto. A8 relaçõe8 com os solos, definidos apenas pelas suas características
morfol6gicas e relatadas por Queiroz Neto e Modenesi (1973), indicam que couraças ferruginosas
constituem testemunhos de procellOl relacionad08 com superfícies neogênicas, portanto
pré-quaternárias. Sobre elas ocorrem, com freqüência, 80108 em nitida descordAncia com o
substmto granitico alterado. Nas vertentel ocorrem perfi8 complexos, às vezeB oom suce88ÕeS de
paleohorizontes indicando processos sUCeBsiv08decoluvlonamento.C01T8llponderiam a fase8 recentes
de evolução das vertentes e dos solos, que foram colocados no máximo no limite Pleilltoceno-
Holoceno.
QUADRO I
Ensaio de interpretação palegeográfiea dos solos da região da Serra de Santana, adaptado de
Queiroz Neto (1969)
Superfície Geomorfológiea Cronologia e correlações Solos presentes e minerais da fração argila
Escarpas da Serra e Vertentes
em degraus sobre o Botueatu
Holoeeno Litossolos sobre alterações in situ, caulinita até
miea.
Várzeas Holoeeno Aluviões e solos Hidromórficos
Nível dos baixos terraços
Níveis de altos terraços
pedimentares
Pleistoceno Inferior, Holoceno, TI
Pleistoceno Médio, Inferior, P 2
Podzólicos Vermelho Amarelo variação Laras e
variação Piracicaba, alterações in situ, eaulinita
até mica.
Superfície Rio Claro Plio-Pleistoceno, Neógena, Pdl Latossolos Vermelho Amarelo fase arenosa, sobre
material retrabalhado, caulinita e pouca gibbsita.
Superfície Urucaia Plio-Pleistoceno, Neógena, Pdl Podzólico Vermelho Amarelo variação Laras Intergrade
para Latossolos Vermelho Amarelo fase
arenosa, sobre material retrabalhado, caulinita e
pouca gibbsita.
Superfície Santana Terciário Médio, Paleógena, p~ Latossolos Vermelho Amarelo fase arenosa, muito
evoluídos, sobre material retrabalhado, caulinita
e gibbsita.
o segundo trabalho de pesquisa desse contato Depressão Periférica e Planalto AtlAntico,
foi apre8entado recentemente por Nakashima (1973). A cartografia das formações superficiais,
e o relacionamento destas com o substrato e os so108, permitiu confirmar aspectos anteriormente
apontados por Carvalho e outros (Carvalho et alii, 1969). A superficie Viracopos,
neogênica, é extensamente recoberta por formaçAo superficial, arenosa, em discordAncia com o
IUbstrato, profunda e intensamente intemperi8ado e originado Lato8solos Vermelho Amarelo.
Na8 porç0e8 inferiore8, elaborada8 já no Plei8toceno e Holoceno, a8 alteraÇÕeB8Aomeno8 e8pessas
e os solos, menos alterados, aparentam-se aos B texturais, mas geralmente desenvolvidas
sobre oolúvios.
Dentro des8a linha de pesquisas, recentemente foram apresentados os resultados de
uma pellQ.ui8aem equipe pluridisciplinar na regiAo de Marilia, no Planalto Ocidental. A elaooraçAo
de uma carta geomorfológica e de formações superficiais, envolvendo o estudo dos perfis
de 8010mai8 representativO! da 'rea permitem confirmar a hipóteBe de que nas superficies de
11011I0mai8 elevada8, e deede que 08 mat8'iai8 de recobrimento tenham sido preservados pelo
menos parcialmente, encontramo" 08 te8temunho8 da. alteraoO_ mala avançadas e solos mais
evoluid08 (Queiroz Neto et alii, 1973). Aqui 08 perfi8 foram também definidos pela8 caracterll!lticas
l1Ú1eral6gicase do complexo de troca.

QUEIROZ NETO 177
A antiguidade dos perf~, em termos de alter~ção seria testemunhada pela espessura
total, tipo pedogenético, mineralogia da areia e argila, e vem sendo definida em termos de grau
ou cronologia da alteração. Um dos elementos básicos da interpretação da mineralogia da fração
argila siio as variações inversas dos teores de mica e caulinit!i ou caulinita e gibbsita.
No entanto, é preciso levar em consideração que a área de pesquisa não abrangeu
nenhuma porção dos extremos espigões recobertos pelos Latossolos Vermelho Escuro, face
arenosa. Estes ocupam, via de regra, uma superfície geomorfologicamente mais baixa, apesar de
ronstituirem os solos mais evoluídos do oeste, como Moniz e Carvalho (1969) verificaram. Essa
situação até certo ponto anômala parece confirmar-se pelas pesquisas de Penteado e Ranzani
(1971) em.Jaboticabal e de I. Leptch, em andamento na região de Echaporã (informação verbal).
Ainpa sAonecessárias mais pesquisas nessa parcela do estado para qualquer tentativa de estabelecimento
de interpretações paleogeográficas mais...seguras dos perfis de solo.
2. Interpretaçõesdas características relíquias ou horizontes fósseis de perfis de solo em seqüência
topográficas, abrangendo os-principais elementos da geomorfologia regional. Os perfis de solo
são definidos por suas características morfológicas, às vezes acompanhadas de resultados de
análise físico-químicas rotineiras. Na realidade, alguns dos objetivos são análogos aos anteriores,
pois os perfis relíquias ou fossilizados são relacionados às superfícies geomorfológims ondJ
se encontram.
O trabalho de Ranzani et alii (1972), reveste-se de particular importância. Diz respeito
ao reverso imediato da cuesta a renítico-basá ltica , na serra do Itaqueri, e situa as couraças
ferrugmosas do topo do planalto como testemunhos de processo antigo, pós-Cretáceo, pois afeta
o Bauru, porém pré-Neogêmco. Grande extensão seria ocupada por solos e alterações neogêmcas:
inicialmente, na base, ocorreria um paleossolo (horizontes B e C) desenvolvidos em fase
úmida sobre Bauro. Segue-se a fase de sedimentação neogênica, que teria decapitado o perfil e
JrOvocado a deposição de uma cascalheira de quartzo, quartzito e canga. Por fim, colúvios de
natumms variadas teriam permitido a formação de mais de um paleossolo em fases climáticas
bem mais recentes. Vários outros indícios de coluvionamento mais recente foram também encontrados.
Infelizmente os dados analíticos que acompanham as descrições de campo não são
suficientes para separar nitidamente os paleossolos apontados. Seria de se supor, pela grande
diferença de idade das alterações (Neogênica-Pleistoceno Superior-Holoceno) que ocorressem
diferenças mineralógicas suficientes para afetar pelo menos a capacidade de troca de cátions que
no entanto, revela-se estável em todo o perfil, bem como a saturação em bases.
Outra importância da pesquisa é a tentativa de definição dos antecedentes paleoclimáticos
sob os quais teriam se formado os paleos8010s.
Dentro da mesma linha de pesquisas, mas pouco anterior, é o trabalho de Penteado e
Ranzani (1971) e referido anteriormente. A superfície cimeira regional (Monte Alto) é colocada
no Neogí'nico e o solo que nela ocorre é um Podrolico Vermelho Amarelo (Podzolizado variação
Marília). Abaixo dessa superfície, ocorreriam outros B texturais, como também Latossolos Vermelhos
Escuros fase arenosa e Latossolos Roxo, geralmente formados sobre colúvios que rerobrem
rampas e patamares (pedimentos).
Essa distribuição contraria a hipótese apontada anteriormente, de que as alterações
mais antigas seriam encontradas sobre as superfícies mais elevadas, mais antigas ou de cimeira.
3. Interpretação de solos fossilizados, ou paleossolos S.s. As principais pesquisas dizem respeito
a tentativas de definição de perfis enterrados, parcial ou totalmente preservados, e relacionados
àposição que ocupam, aos processos e época do enterrio ou fossilização.
Na maior parte dos casos, os perfis foram apenas definidos pelos seus aspectos morfológicos,
tal como já mencionado nos trabalhos de Ranzani, et alii (1972) e Queiroz Neto e
Modenesi (1973).
Em vertentes da região de !tu-Salto foram definidos em certo número de paleossolos
mterrados, apresentando muitas v&es mracterísticas morfológicas de B Latossólicos que, em
certos casos, sofrem processos mais recentes (atuais 7) dJ acumulação de argila (Queiroz Neto e
Modenesi, 1973). Em trabalho mais recente, foi encontrada sucessAo análoga na escarpa are-
IÚtico-b~lÍlticadeBotuçlltuIDiall FemirlleQueiroli Neto, 1974).
O perfil mais complexo da área de Itu-Salto apresenta quatro horizontes B separados
IDr camadae de caecalho fino. Esses horizontes B apresentam extrollidade moderadamente desenvolvida
recobrtndo agregados, indicando terem sofrido prOC811108de migração de argila, pro-

178 ANAIS DO XXVJJJ CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
vavelmente em climas de estações alternantes e análogos ao atual. Representariam fases de estIilbilidacie
das vertentes, que teriam possibilitado o desenvolvimento dos processos pedogenéticos.
Essas fases seriam interrompidas por processos erosivos, que destruíram parcialmente os
perfis arrastando os horizontes superficiais, seguidos de períodos de coluvionamento que recobriram
os paleohorizontes: teriam ocorrido assim quatro fases sucessivas de coluvionamento, pedogênese e
erosão. A gênese desses perfis foi tentativamente colocada no final do Pleistoceno e início do Holoceno.
Essa interpretação geocronológica parece confirmar as de Penteado (1969) sobre
depósita:l coluviais, de várzea e de terraços, do córrego Tira Chapéu, em Rio Claro. Apesar de
não fornecer indicações mais precisas sobre o caráter pedológico, aquela autora apresenta um
levantamento bastante minucioso dos depósitos. No quadro que sumarisa as conclusões, foram
assinaladas pelo menos quatro fases favoráveis àquele tipo de pedogênese, no limite Pleistoceno-
Holoceno até o atual.
Se adotarmos o critério de Penteado, o quarto paleossolo de !tu (correspondendo ao
primeiro processo pedogenético, quinto horizonte B, de cima para baixo) sjtuar-se-ia já no Pleistoceno,
provavelmente Superíor e próximo ao limite Holoceno.
Na região de Parelheiros, Queiroz Neto e Nakashima (1972) verificaram em sopés de
vertentes e extravasando sobre depósitos de várzea,a presença freqüente de paleossolos enterrados.
Nestes casos, os horizontes A foram parcial ou totalmente preservados, tornando extremamente
claras as diferenciações dos perfis. O exemplo mais complexo mostrava a presença
de quatro paleossolos enterrados com horizontes A sobre horizontes B incipientes. O mais espesso
e contínuo conservava ainda um edifício de cupim totalmente preservado pelo enterrio.
Os autores propuzeram interpretação análoga à exposta anteriormente para o perfil
de !tu-Salto. Observaram, além disso, a presença de indícios claros de processos de migração de
argila nas condições atuais e sobre material de origem coluvial.
As únicas datações radiométricas efetuadas em paleossolos de vertente foram
apresentadas por Bigarella (1971), para dois depósitos nas proximidades de Curitiba e onde também
foram preservados os horizontes A. Há uma grande analogia entre o perfil do km 30 da
rodovia Curitiba-Paranaguá, deste autor, e o de Parelheiros citado acima, com o paleossolo mais
recente, superior, melhor preservado que os anteriores. As determinações pelo C14 nos paleossolos
mais recentes revelaram idades de aproximadamente 18.000 anos.
Essas datações colocam em dúvida as interpretações cronogeológicas anteriores. No
entanto, ainda é preciso cautela na interpretação desses dados, não tendo Bigarella indicado de
que maneira foram efetuadas as amostragens e as datações. Sabe-se das dificuldades em interpretar
resultados de medidas radiométricas em matéria orgânica (humus) de perfis de solo.
4. Definições do grau de alteração dos perfis e estabelecimento de cronologias, a partir das
características morfológicas, mineralógicas, físicas e químicas. As comparações e cronologias
foram feitas normalmente entre perfis de solo desenvolvidos sobre materiais de origem de mesma
natureza petrográfica, porém a posição ocupada na paisagem nem sempre foi levada em consideração.
O trabalho pioneiro é, sem dúvida alguma, o da Comissão de Solos (1960). Apresenb»"am
um quadro decronosseqüências dos perfis de solo do Estado de São Paulo, estabelecido a
partir do grau de desenvolvimento do perfil e/ou alteração, avaliado pelas suas características
morfológicas, mineralógicas, químicas (sobretudo complexo absorvente e saturação em bases).
Para cada tipo de material de origem acronosseQÜência seria: Litossolo-B Textural-B LatosaSlico,
dos menos aos mais desenvolvidos.
O trabalho de Queiroz Neto (1969) citado anteriormente retoma o problema, colocando-o
mnn contexto mais amplo. Pouco depois, foi possível discutir a maneira como se formaria o
horizonte B textural e como este se transformaria em B latossólico (Queiroz Neto,1970).
V ários trabalhos de pesquisa seguem essa linha, como tivemos a oportunidade de
relatar recentemente (Queiroz Neto, 1974), sobretudo os efetuados por Moniz, Dematte e colaboradores.
O processo fundamental seria a dessilicatização (Moniz e Jackson, 1967), e os teores
de gibbsita e caulinita e a relação molar ki (Si02/ A1203)' são tomados como índices para definir
as seQÜências de alteração. Assim, à medida que os teores de caulinita diminuem, aumentariam
OSde gibbsita e a relação ki tornar-se-ia menor.
De modo geral, esses trabalhos não situam no tempo os processos, sendo de menor valia

QUEIROZ NETO 179
para interpretações paleogeográficas diretas. No entanto,.contribuem para a melhor compreensão dos
processos pedogenéticos e as possíveis conseqüências temporo-espaciais.
CONSIDERAÇOES FINAIS
Ao compararmos as interpretações propostas para os diferentes casos estudados; é possível
ressaltar o seguinte:
1. Os perfis de solo do Estado de São Paulo que apresentam composição mineralógica variada,
vem sendo interpretados por alguns autores como pertencentes à uma seqüência de alteração e
evolução: Litossolos - B Texturais - B Latossólicos, também denominada cronosseqüência.
Dessa maneira, toma-se claro que os mais alterados e evoluídos correspondem à
noção de solos mais antigos ou mais velhos. Suas características não seriam necessariamente
relíquias se, como observou Queiroz Neto (1969), elas representam processos pedogenéticos por
adição, relacionadas apenas às fases de pedogênese em climas próximos aos atuais. Nesses perfis,
as fases pedogenéticas relativas a climas diversos dos atuais não teriam deixado testemunhos.
O problema acha-se ainda em aberto, já que envolve o problema da transformação de
um perfil com horizonte B Textural para B Latossólico. Essa transformação foi explicada em
termos hipotéticos, não tendo sido encontrado ainda nenhum indício seguro de como se faz. A
passagen Litossolo-B Textural é comum, pois não só aqueles apresentam indícios de migração
incipiente até os mais desenvolvidos com horizonte argílico.
Os B Latossólicos, por outro lado, mais evoluídos, encontram-se frequentemente
sobre superfícies de erosão geomorfologicamente consideradas pré-Quartenárias. Como desenvolvem-se
sobre material retrabalhado, este vem sendo interpretado como correlativo das superficies.
2. Os corpos ferruginosos consolidados e coerentes, couraças, ou certos horizontes plínthicos, representam
zonas de acumulação de ferro e vem sendo interpretados como testemunhos de processos
pré-quartenários ou no máximo do Pleistoceno Superior.
A posição que ocupam atualmente na paisagem, em morrotes testemunhos ou bordos
de remanescentes de chapadas, toma impossível interpretá-los como atuais ou próximos do
atual, já que só poderiam ter sido gerados em relevos com configuração diversa.
Constituem indício dos mais seguros da antiguidade desses processos de ferruginização,
bem como da superfície onde encontram-se. Atualmente, esse fenômeno ocorre somente
em condições regionais muito especiais, como áreas de rochas básicas, e posições topográficas
bem definidas, como baixos terraços e depósitos de várzea, mas em escala muito menor do que a
correspoodente a daqueles testemunhos.
3. Alterações menos acentuadas que a dos B latossólicos típicos vêm sendo colocadas no Pleistoceno
e correspondem geralmente a perfís com B textural.
Há que se diferenciar as alterações dos processos pedogenéticos que sobre elas
atuam. Como observaram Queiroz Neto e Nakashima (1973) , a migração de argila é um fenômeno
atual, que ocorre desde que entre em dispersão na solução do solo. Todos os perfis com B Textural
apresentam essa condição, e o fenômeno de migração pode então ser recente.
Certas interpretações indicam que o fenômeno de migração pode atuar sobre material
nmito alterado e evoluído como se observa claramente porções mais superficiais de certos perfis
B Latossólico. Em terras Roxas Estruturadas é comum a presença de horizontes profundos com
características de B Latossólico. Além disso, certas suposições de horizontes B n(!sses solos
parecem marca das por uma descontinuidade talvez erosivá. Tanto num caso como noutro, os
resultados das análises mineralógicas e outras não permitem distinguir um horizonte do outro, a
não ser por detalhes de grau de lixiviação (Dias Ferreira e Queiroz Neto, 1974).
Em termos de interpretação, as alterações corresponderiam a processos mais antigos,
w paleoprocessos, e poderiam constituir características relíquias, às quais adicionam-se processos
mais recente, testemunhados pela argilização.
4. Os paleossolos s.s. corresponderiam apenas aos exemplos de perfis enterrados por colúvios de
vertentes.
A posição em que foram encontrados é quase sempre a mesma, sopés de encosta,
testemunhando fases mais recentes de erosão e pe.dógênese. O perfil da superfície corresponde

180 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
sempre ao atual (I 2.500 anos ?) e aí percebe-se que a atuação dos processos de alteração e
pedogênese dessa última fase foi relativamente fraca. O material sobre o qual se desenvolvem é
pouco espesso, muitas vezes apenas parcialmente alterado. e os horizontes B de acumulação neste
caso apenas incipientes.
Dessa maneira, pode-se supor que os perfis de solo com B Textural mais espessos
(150-200 cm) e mais evoluídos, também podem representar perfis por adição de processos pedogenéticos.
Testemunhariam assim zonas de estabilidade da paisagem face aos processos
erosivos mais recentes, holocênicos ou até mesmo final do Pleistoceno, sobretudo nas vertentes.
5. Pelo menos parcialmente, as considerações teóricas a respeito de paleossolos e solos relíquias
são aplicáveis aos casos estudados até agora no Estado de São Paulo.
Por carência de dados mais objetivos, não se pode colocar limites precisos de idade
no sentido de discutir a validez das afirmações de Avery. Pode-se considerar com certo grau de
certeza, que os horizontes superficiais (AI) estão em equilíbrio com as condições bioclimáticas
atuais. Os situados abaixo podem ser mais velhos, como Firman observara na Austrália, mas
podem receber influências dos superiores.
A maior parte dos perfis seria poligenética, como aliás Queiroz Neto (1969) já observara.
Certos perfis e alterações parecem ter valor estratigráfico, no sentido proposto por
Ruhe, porém ainda é necessário melhorar nossos conhecimentos a respeito para chegar a conclusões
mais precisas.
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QUEIROZ NETO 181
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..

EVID:ENCIAS PALEOCLIMÃTICAS
EM SOLOS DO RIO GRANDE DO SUL
MIGUEL BOMBIN*, EGON KLAMT**
ABSTRACT
The authors postulate the existence of some Dark Cl4y Soils with similar faatures and polycyclic paralJel evolution, speciaUy
in the development of CaC03 horizona, that may be useful as paleocP.f"':tic indicator of a drier than today's episode.
U sing pa1eontological and archeological data and C radiometric measures a chronological sequence is proposed.
Tentatively beginning at 20.000 bP with sedimentary deposition on fluviatüe-lacustrine environment in wet climatic COnditions.
until 4.000 bP when, in a drier climate, pedogenesis began.
Probably between 3.500 bP and 2.400 bP the dry climatic flactuation created conclitions for the deposition of ca horizons.
This dry" phase occurred after the extintion of the megafauna in the ares.
INTRODUÇÃO
Na região da Campanha e Planície Costeira do Rio Grande do Sul, existem ocorrêndas
homogêneas de solos argilosos escuros (Dark Clay Soils) , hidromórficos, apresentando em
comum: horizonte B textural, saturação de bases alta, argilas predominantes do tipo 2:1 e
horizontes com concreções de carbonato de cálcio (Fig, 1).
A primeira referência a estes solos foi feita por Setzer (1951), que devescreve sumariamente
perfis com as citadas características, na região da Campanha do Rio Grande do Sul e tece considerações
a respeito da gênese e da idade de precipitação das concentrações de CaCog.
Delaney (1962) cita a presença de uma camada superficial de caliche em Santa Vitória
do Palmar (Planície Costeira) e, em trabalho posterior (1965), propõe informalmente o
nome de Caliche Cordão, para o que considerou uma calcificação da Formação Chuí, bem desenvolvida
na localidade de Cordão, em Santa Vitória do Palmar, aventando condições paleoclimáticas
diferentes das atuais para a sua formação (mais frio e mais seco) e colocando a sua
gênese no Pleistoceno Superior.
*MC/PUCRGS
**F A/UFRGS

184 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Goedert (1968) e Goedert e Beatty (1971, 1971a) descrevem e interpretam caracterÍsticas
de solos desta classe na Campanha e citam a ocorrência de horizonte ca em uma destas
unidades, denominada de solo Bagé.
Cogo (1972) estuda entre outros, o solo Uruguaiana e o solo Escobar, que apresentam
as características supra-citadas, propondo uma inconsistência entre o clima atual e o estágio
evolutivo dos solos em questão, indicando "que as condições ambientais reinantes em épocas
passadas eram caracterizadas por um clima mais seco".
Soliani Jr. (1973) admite que o Caliche Cordão de Delaney, possa "constituir-se em
uma unidade edafoestratigráfica, conseqüente de um grande evento pedogenético denominado
lntemperismo Cordão, do qual fariam parte vários tipos de paleossolos (sic), geneticamente
sinc1'Õniros, mas com caraCterísticas geoquímicas algo distintas", que seriam "os solos f6sseis
sialítico-argilO8Os e si~tico-carbonáticos". O mesmo autor propõe idades compreendidas entre o
Pleistocm.o Médio e Superíor, em períodos semi-áridos relacionados às fases regressivas, correspondentes
aos máximos glaciais Kansan, lllinoian e Wisconsin do Hemisfério Norte, concluindo
por fim que, "esta unidade edafoestratigráfica é correlacionável aos depósitos de looss e argila
00 Pleistoceno Superior do Uruguai e Argentina" .
Finalmente, Lemos et alü (1973) englobam nas unidades Uruguaiana, Virgtnia, Escobar,
Bagé e Formiga, todos os solos anteriormente citados. Especificamente no que tange ao
chamado de Caliche Cordão ou Paleossolos 00 lntemperismo Cordiio, na Planicie Costeira, incluem-se
na unidade Formiga e na realidade, observa-I!!.eque as concreçôes de carbonato de cálcio,
constituem, simplesmente, horizontes ca desta unidade.
No presente trabalho serão consideradas estas unidades reconhecidas por Lemos et
alii (op. cit.), citadas anteriormente, tentando-se reconstituir sumariamente as condjções ambientais
de gênese, com a respectiva cronologia, face a novas observações por ocasião da execução
da fase brasileira do Paleoindian Research da Smithsonian Institution e outros dados paralelos.
Fig. 1 - Áreas de ocorrência dos solos argilosos. escuros
com horizontes CIIO$.Oladosou em associações).
Em 1, enconttam-se as unidades UrugwziTUl,
ViTglnill e Escobor, em 2 a unidade
Bagé e em 3 a unidade Formiga.
CARACTERIZAÇAO DAS UNIDADES
As unidades ocupam uma área de aproximadamente 8.500 km2 (cerca de 3,15% do
Estado do Rio Grande do Sul).
---------

BOMBIN, KLAMT 185
Na classificação americana, via de regra são enquadradas como Argiaquell, mas em
alguns casos encaixam melhor em Umbraqualf ou Pelludert. N a classificação brasileira, são em
geral solos Brunizem Hidromórfico, alguns podendo ser melhor enquadrados como Vertisolou
mesmo Planasol Vértico.
O agrupamento destas unidades para efeito de reconstituição paleoecológica, é feito
tm bases as seguintes características comuns: são solos medianamente profundos ou até pouco
profundo;;, apresentando cores escuras com tonalidades negras, brunas e acinzentadas no matriz
10YR da escala de Munsell, nos horizontes superficiais. São argilosos, imperfeitamente drenados
a mal drenados, com horizonte B textural, muito plásticos e muito pegajosos, com saturação de
ooses alta. Apresentam níveis de acumulação de CaC03 no horizonte B e/ou no C. Geralmente
exibem seqüência de horizontes A, B, C e R, contudo, em alguns casos apresentam A, A/C; C e
R, podendo haver em ambas as situações transição gradual ou clara. Apresentam um B com
máxima acumulação de argila, com estrutura moderada a fortemente desenvolvida em blocos angulares
ou subangulares, com presença de slikensides.,
O pH varia de fortemente ácido a ácido (5,0 - 6,0) no horizonte superficial, a neutro
ou alcalino (até pH 8,2) nos horizontes profundos.
As argilas são predominantemente do tipo 2:1 (Fig. 2). O C pode estar gleizado. Em
alguns casos apresentam microrelevo de gilgai. São derivados de sedimentos quatemários.
-..-
o ww
A 'Wa,
Fig. 2 - Difratogramas de R-X do solo Uruguaiana. da fração
argila natural

186 ANAIS DO XXV", CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
----
OONDIçOES ECOLOOICAS ATUAIS
Para que se possa melhor concluir pela incongruência da manutenção das condições
ecológicas atuais durante todo o processo pedogenético das unidades em questão, é necessário
oonsiderar que presentemente predomina o tipo de clima fundamental Cfa2 de Koepen, sendo a
temperatura média anual em torno de 19,6°C; a precipitação média anual é de 1.350-mm, podanà>
ocorrer chuvas torrenciais de 165 mm em 24 h e geadas de abril a novembro. Ocorrem períodos
secos maiores que 100 mm 6 vezes cada 9 anos e maiores que 300 mm 2 vezes cada 8
anos.
A formação vegetal dominante é de campos finos com mais de 80% de cobertura
wgetal, composta de gramíneas em sua grande maioria (com abundância dê Paspalum, Axonopus
e Andropogon), ocorrendo também leguminosas (predominantemente Trifo6um), compostas,
mirtáceas, umbelíferas, verbenáceas, pteridófitas, ciperáceas, labiadas e euforbiáceas, geralmente
de pequeno porte. Marginando os cursos de água podemos ter matas ciliares de galeria,
onde sobressaem como espécies higrófilas e salgueiro (Salix humboldtiana), o sarandi (Cephalanthus
glabratus) e a corticeira (Erythrina crista-gali). Também em áreas mal-drenadas, ocorrem
com freqüência dominâncias de Cyperus, palha santa fé (Panicum) e Erygium. Em alguns pontos
da Campanha, aparentemmte como relictus de clima mais secos, ocorre vegetação de parque
(savana), com espécies características como Prosopis aIgerobilla, Gledischiaamorphoides e Parkinsoma
aculeta.
Há grande homogeneidade quanto à posição dos solos na paisagem, sempre ocorrenà>
em relevo plano ou suavemente ondulado, com declives não maiores que 5% e em áreas que
são ou bram imperfeitamente drenadas.
EVIDÊNCIAS P ALEOCLIMÁTICAS
Todos os autores já citados, que se ocuparam do assunto, estio de acordo que nas presentes
condições ambientais da área onde ocorrem estes solos, não há no momento condições
de formação de horizontes com precipitação de carbonato de cálcio, no que concordamos, pois se
com relação à temperatura não há muito acordo, encontrando-se presentemente em formação estes
horizontes em regiões cujas temperaturas variam de -20°C a 20°C, no que tange à precipitação,
entretanto, é pensamento vigente que a mesma não deva ultrapassar em muito os 500
mm anuais, a julgar pelas ocorrências mundiais onde está presentemente em formação horizontes
ca.
.....
cc
N
U
J
10
argilas
1:1
~ d& fração Argila fina
20 30 40 50 60 10 80 90
argilas 2:1
Fig. 3 - Concentração percentual dos constituintes mineralógicos de fração argila
fina «0,211 do solo UrugwzÜ1na.
I
100
Além desta evidência de clima mais seco durante uma fase pretérita da pedogênese e
talvez, não necessariamente, mais fria, tal fato é corroborado ainda pelos indícios de que no
presente as concreçóes estão em fase de dissolução e em muitos casos, em solos semelhantes sem
rnrizonte ca, talvez já tenham sido dissolvidas, bem como peJo aumento de argilas do tipo 1:1

BOMBIN, KLAMT 187
nos horizontes superficiais, devido provavelmente ao aumento de umidade atual e ao conseQÜente
abaixamento do pH nestes horizontes (lixiviação das bases) (Fig. 3).
Soliani' Jr. (op. cit.), acredita que a presença das concreções carbonáticas liga-se à
expressiva contribuição eólica de finos provenientes dos depósitos periglaciais do sul da Argentina.
Ao nosso ver, não há suficientes evidências de tal aporte eólico, embora possa vir a ser
confirmado. Entretanto, não vemos necessidade deste argumento para explicar a presença de
roncreções, pois sabe-se que o carbonato de cálcio pode ser originado a partir dos minerais da
fração argila, como decorrência de condições apropriadas durante a pedogênese e a partir dos
silicatos das rochas-fonte locais.
'. .

188 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
pela impermeabilidade do horizonte C e R, como especialmente pela situação geomorfológica em
epe se apresentam estes solos.
Ainda Troeh (op. cit.) acredita que o tipo predominante de vegetação atual de
pradaria, não estaria de acordo com as condições de unidade vigentes no vizinho País o que, em
última análise, poderia ser considerado para o Rio Grande do Sul, pela analogia de situação, servindo
então como uma prova de climas mais secos em passado próximo, pois a mata ainda não
teria tido tempo de substituir o campo. Isto, entretanto, não é uma justificativa, pois a existência
de uma distribuição irregular das chuvas, com períodos de seca coincidentes com as épocas
de maior evapotranspiração, atua como fator limitante e a umidade efetiva é insuficiente para
sustentar uma floresta subtropical, especialmente para possibilitar às plântulas das árvore:; uma
rompetição eficaz contra o campo, que aliás, ao que parece, no Rio Grande do Sul e Uruguai é
uma vegetação clímax. Outrossim, é mais lógico admitir que os parques de espinilhos (com
Prosopis e Gledischia) e os parques de cina-cina (com Parkinsonia aculeata) e que hoje parecem
estar em regressão, confinados apenas a relictus, pudessem representar indicadores de climas
mais secos em passado próximo.
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J
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Fig. 5 - Aspecto de um corte típico dos solos argilosos com horizontes ca, na região de Uruguaiana. No nível C e
R foram encontrados fósseis (Fig. 7 e 8). Em todo perfil encontra-se material arqueológico.
, .

BOMB/N, KLAMT 189
Fig. 6 - Corte mostrando nos lugares assinalados pelas
etiquetas a ocorrência de peças arqueológicas,
em solo semelhante ao da Figura 5.
EVOLUÇÃO E CRONOLOGIA DOS EVENTOS
Podemos esquematizar uma primeira aproximação da evolução até os pedons atuais
destes solos, na seguinte seqüência: durante a época correspondente ao Wisconsin, teríamos

190 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
lI'edominantemente processos erosivos em clima mais seco, que foi gradualmente umidificando e
ocasionando na Campanha do Rio Grande do Sul depósitos em planícies de inundação das bacias
locais e na Planície Costeira áreas lacustres e lagunares, , muitas vezes com características paludais,
inclusive com influência marinha, devido ao episódio transgressivo correspondente ao optimum
pós-glacial, após o qual,as condições flutuaram novamente para mais seco, dando-se, então,
a pedogênese desses depósitos sedimentares, agora expostos. É durante este período, que
cEvem ter estado em vigência as condições que possibilitaram a precipitação das concreções de
carbonato de cálcio. Com o retorno de clima mais úmido, até as atuais condições, contimaram
cs processos pedogenéticos, agora traduzindo-se numa maior lixiviação, acidificação dos horizontes
superficiais e início da transformação das argilas 2:1 em 1:1. Ao que parece, iniciou também
a dissolução das concreções (Fig. 4).
As considerações acima sobre a história evolutiva dos perfis, nos levam a concluir
que estes solos devem ser considerados policíclicos e não paleossolos no conceito de Ruhe (1965),
como querem Soliani Jr. e Jost (Soliani Jr., op. eit.).
Fig. 7 - Aspecto em detalhe do horizonte C de um corte semelhante ao da Figura 5, vendo-se um fóssil de
mamífero in situo

BOMB/N, KLAMT 191
Quanto à cronologia absoluta dos eventos acima e~postos, a dat~ção de um crânio
de Glossotherium nas seqüências médias dos depósitos fluviais dos quais se originaram solos da
classe Em questão, em 12.770:t 220 aP, bem como a datação dos mamíferos encontrados nos
depósitos lacustres subjacentes aos solos eqüivalentes da Planície Costeira, em 7.000 a 9.000 aP,
estabelocem aproximadamente a idade média dos horizontes R. A datação de material arqueológico
existente ao longo dos perfis da Campanha e que está sendo estudado por E. Th.
Miller como parte do citado Paleoindian Research da Smithsonian Institution , revela idades cuspidais
para os depósitos fluviais pré-pedogênicos em tomo dos 4.000 anos. Finalmente, transp:>rtando
as datações aceitas por Bigarella (1964) e Vanzolini e Ab'Saber (1968) para o início da
fase seca em aproximadamente 3.500 aP e o fim em aproximadamente 2.400 aP no Sul do
Brasil, que pode ser ainda reforçado pela datação do sítio arqueológico de Alfredo Wagner em
Santa Catarina, em 3.000:t 120 aP e que atualmente é um depósito paludal, indicando naquela
~oca condições mais secas, poderíamos então, tentativamente colocar a fase seca responsável
pela gênese das concreções neste período, o que vem a estar aproximadamente de acordo com
Setzer (op. cit.) e em desacordo com Delaney (op. cit.), Soliani Jr. (op.cit.) e Jost (op. cit.) que
aventam idades pleistocênicas ou no máximo no limite Pleistoceno-Holoceno. Esta hipótese de
nade para o período seco recente, também está de acordo com um avanço neoglacial generalizado,
nesta época, segundo Denton e Porter (1970).
Fig. 8 - Detalhe do horizonte Cca, na área da Figura 5, mostrando um bivalve dulciaqüícola (indicado pela seta)
fossilizado em posição de vida, atestando a natureza fluvial permanente dos sedimentos.

192 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CONCLUSÚES
Existe no Rio Grande do Sul uma classe de solos argilosos escuros com caracteristicas
aparentadas, especialmente com relação à presença de horizontes ca, que podem servir de
indicadaes paleoclimáticos, pois as condições atuais parecem não indicar a sua formação no
lI"esente, até pelo contrário, há indicações de dissolução dos mesmos, devendo portanto, admitir-se
um clima mais seco para a sua gênese, a julgar pelas condições em que atualmente estão
se formando em outros pontos do globo.
Estes solos encontram-se atualmente em condições ecológicas semelhantes (clima,
vegetação, horizonte R, posição na paisagem, etc.) e devem ter evoluído paralelamente durante a
pedogÊnese.
Os parques de espinilho (com Prosopis e Gledischia) e os parques de cina-cina (com
Parkinsonia aculeata), ainda sobre estes solos em alguns casos, poderiam representar relictus de
vegetaçoo que reforçariam a idéia de clima mais seco em passado próximo.
Há evidências que indicam policiclicidade, inclusive com reversão do processo de
deposição de CaC03, aumento da acidez e início de alteração das argilas 2:1 para 1:1.
A seqüência de eventos que levaria ao status atual de pedogênesé destes solos, seria
resumidamente: deposição de sedimentos fluviais, lacustres ou lagunares durante clima úmido -
começo da flutuação para clima mais seco com exposição dos sedimentos e início da pedogênese
(cobertura vegetal de pradaria com início de formação do A e do B textural) - flutuação climática
para clima mais seco em seu climax com deposição de CaC03 - retomo gradual as condições
úmidas atuais e início da reversão dos horizontes ca, acidificação do solo e alteração das
argilas.
As datações propostas para esta seqüência, baseadas em medições radiométricas do
C14 em fósseis de mamíferos e de evidências arqueológicas presentes em diversos níveis de perfis,
bem como em extrapolações de outras datações obtidas para o Sul do Brasil (para a fase
seca), seriam as seguintes: entre 20.000 aP e 4.000 aP, deposições fluviais,lacustres,lagunares e até
marinhas rasas (estas duas últimas na Planície Costeira) . entre 4.000 aP (ou um pouco antes) e o
presente, afetua-se a pedogênese, o que dá uma idade bastante jovem para os solos em questão -entre
3.500 aP e 2.400 aP se daria a fase seca responsável pela deposição de CaC03, que inclusivedeu-!!e
sobre material arqueológico e fósseis, o que permitiria afirmar que pelo menos na região estudada, a
extinção da megafauna foi anterior à deposição de CaC03' não podendo ser explicada por este período
seco tão recehte.
AGRADECIMENTOS
à Smithsonian lnstitution. ao Prof. Eurico Th. Miller e especialmente à Pontifícia
Universidade Católica do Rio Grande do Sul e ao Prof. Jeter J. Bertoletti, pelas facilidades
oferecidas e que possibilitaram este trabalho.
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ESTRUTURAS SEDIMENTARES NO REVERSO
DA PRAIA DA BARRA DA TIJUCA
JORGE XAVIERDASILVA,JORGE SOARES MARQUES
ABSTRACT
In the co truction of .kyocrapers foundati n Bamo da Tijuca Beach (Rio de Janeiro city) , the hidroetatic levei wa.
quickJy lowered by a suction sy.tem.
It was pos.ible to .ee the sub.oil .tructure at the area . in front of the beach. This i. an unusual fact ... it is attested by the
biography of coastol .tudy.
The conclu.ion. about the sedimento (texture and .tlUcture) are reatricted to the ...,.pstered documentation.
They don't intand to prove predetannined hypothesis about the origin, the age and the relation.hip among .t..,died feature..
INTRODUÇÃO
Informações concernent.es a texturas e estruturas sedimentarei encontradas na sub-
!Ilperfície do reverso da praia atual (Fig. 1) da Barra da Tijuca são apresentadas neste trabalho.
As investigações de Bigarella e outros pesquisadores em estudos costeiros indicam
ser relativamente difícil encontrar registros das condições do sub-solo em área tão próxima à
praia, onde o nível hidrostático acha-se a pouca profundidade. Neste sentido ofereceu-se oportunidade
singular na área da Barra da Tijuca onde foi rebaixado o nível hidrostático rapidamente,
por um sistema de bombeamento, para construção das fundações de edificações de grande
porte (torres de cêrca de 30 andares), que se situam no reverso da restinga atual, entre a praia e
a lagoa de Marapendi.
O recolhimento de informações não visou a comprovação de nenhuma hipótese préestabelecida
quanto à origem, idade e relacionamento entre as feições estudadas. As conclusões
apresentadas restringem-se à documentação registrada no trabalho.
Esta pesquisa foi amparada pelo C N Pq e pelo CEPG da UFRJ e repre.enta um rePtro inicial de certa. ocorrflncias .ub..uperticiais na
ár_ da Barra da Tijuca. Eocavaçiles nec_árias à con.truçio de outro. l1"andes prédios eetio projetada.. Da realiaçlo e andamento d....
ob_ dapendeoaa _tlyaçio do tipo eepeáAeo de inv"icaçill aq1lieacetada.

196 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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Fig. 1 - Localização das Trincheiras.
UNIDADE A
UNIDADE 8
UNIDACE C
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" TOPO DA UNIDADE
TRINCHEIRAS
Fig. 2 - Trincheira 1 - Unidades
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1.
ESCALA
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NIVEL DA MARE
As técnicas utilizadas foram as de levantamento topográfico usual, recolhimento e
análises granulométricas de amostras, registros fotográficos e diagramáticos das estruturas
primárias encontradas, inclusive determinação da atitude de estratos cruzados através do estereo-
OOdreo-planímetro. No nível inferior da escavação foi recolhido um testemunho com tubo de PVC
que penetrou até 1,90 m no terreno e do qual foram tiradas radiografias. Entre as trenicas
usadas podem ainda ser citadas a análise de mapas topográficos em várias escalas e fotografias
aérea3 .
Foram analisadas 3 exposições dentro das escavações (Fig. 1). Em caráter preliminar
foram identificados 4 grandes unidades estratigráficas (Fig. 2), a saber:
A) O solo, com cerca de 2 m, constituído de areia quartzosa, de talhe médio,
apresentando variação de cor, de cinza no topo a castanho na base. A superfície do terreno achase
coberta por vegetação rasteira típica de restinga, o que gera abundância de raizes nos primeiros
60 cm de profundidade. Não foram identificadas estruturas primárias ao longo desta
PRAIA

S/L VA, MARQUES 197
unidade estratigráfica.
B) Esta unidade, com espessura de 1,30 m, é constituída de areia grossa quartzosa
de cor castanho escura e apresenta em toda sua extensão estratos cruzados cujas atitudes foram
registradas (Fig. 3 - rosa das atitudes dos estratos cruzados e direção predominante do mergulho).
ÂNGULOS GERAIS
1-00 1.'1 .0 'I.8ft-..
't- 00 1'0 ,. ..o .,..,.- 8'
UNIDADES
A B C O
] .153 0,650 0,850 ],633
],300 0,700 ],250 1,667
1,233 0,850 0,933
0,817
0,767
0,750
N
w E
Fig. 3 - Rosa das atitudes dos estratos cruzados e
direção predominante do mergulho.
C) Esta unidade é composta de camadas arenosas de areia grossa e média de coloração
escura sendo possível distiIíguir 4 estratos.
O primeiro de areia grossa com espessura de 5 cm, variação lateral em textura e espessura
e limite inferior nítido com o estrato argiloso que lhe é inferior.
O segundo estrato desta unidade é um folhelho com espessura variando entre 4 e 8
em ao longo de 7 m no sentido da lagoa adelgaçando-se no sentido da praia atual chegando a
&
MATRIZ DE DADOS - MÉDIA ARITMÉTICA (Valores em

198 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fonte de Variação SQ GL QM Ftab FC G..!!ill.amentos por MDS
(MDS ~0,231369)
Entre Unidades 1.340223 3 0,446740 3,626 24.83788"
Residual 0,197849 11 0,017986
Total 1,538072 14
.-----
TABELA DE ANÁLISE DE VARIÂNCIA
Unidade Val. da Med
u= 0,7557 I
a= 1,0875
12287 I
CQ=: 1,6500 I
desaparecer a cerca de 26 m naquele sentido.
Entre as lâminas argilosas desse folhelho ocorrem grânulos esparsos de areia.
O terceiro estrato é constituído de uma areia média de coloração creme castanho com
pequenos estratos sub-horizontais; sua espessura é de 3 cm.
O quarto e último estrato componente desta unidade é uma areia creme na porção
superior, tornando-se castanha no seu limite inferior. Neste estrato aparecem manchas negras
que são identificáveis como vestígios de conchas por, em alguns casos, apresentarem ainda
preservadas algumas caracteristicas de carapaças de moluscos.
Os limites entre os estratos componentes desta unidade estratigráfica são irregulares,
com exceção do limite superior do folhelho que apresenta contato nítido sub-horizontal. A espessura
deste estrato é de cerca de 15 cm.
D) Esta unidade é composta de areia média, creme, com estratos sub-horizontais
bem definidos quando o material está seco por exposição no corte da trincheira, na sua porção
inferior. Seu contato com a unidade acima (C) é irregular e a espessura total desta unidade é de
cerca de 40 em. Pela inspeção da radiografia do testemunho de 1,90 m, obtido a partir deste
nível, que é o fundo da trincheira, pode-se verificar a continuação de estratos sub-horizontais até
a profundidade testemunhada.
1~ Conclusão
CONCLUSÚES
A análise conjugada das exposições existentes no local indica que existem quatro
unidades definíveis por:
a) Diastemas identificáveis entre essas unidades;
b) Presença ou ausência de estruturas primárias, não existentes na unidade (A) que é
o solo; constituídas de estratos cruzados na unidade (B); constituídas de quatro camadas, uma
das quais um folhelho, na unidade (C) , e constituídas, finalmente, por estratos sub-horizontais
m unidade (D).
c) Características texturais, conforme documentado no esquema de análise de variância
apresentado na Figura 4, referente asmedidasgranulométricas dos sedimentos (parâmetro de
maior poder diagnóstico (Xavier da Silva et alii, 1973), no qual se verifica que as unídades B e D são
diferentes das outras e que as unidades A e C são semelhantes em termos de médias granulométricas.
Ê necessário, entretanto, notar que estas unidades semelhantes A e C estão separadas fisicamente
pela unidade B.
Pode-se assim afirmar que as quatro unidades identificadas em campo são reconhecíveis
pelas análises de suas estruturas primárias e de suas texturas sedimentares.
2! Conclusão
A seqüência estratigráfica analisada indica condições ambientais semelhantes as
atuais, de um modo geral. Certas observações permitem, no entanto, estabelecer algumas inferências
quanto a situações ambientais ocorridas no passado recente da área:

S/L VA, MARQUES 199
a) A presença de estratos cruzados em material arenoso com menor coeficiente de
dispersão (ar para a unidade B = 0,3768; para a unidade D = 0,4130; para a unidade A=
0,4193 e para a unidade C =0,4452) entre as 4 unidades estratigráficas analisadas
poderia indicar ação eólia e conseqüentemente superfície de terreno livre de vegetação. Esta
hipótese tem sua sustentação tomada precária pelo talhe grosseiro desse material arenoso. Pode
ser levantada, então, a hipótese de serem estes estratos provenientes da presença de mna conexão
esporádica, no passado recente da área, entre o mar e a lagoa de Marapendi.
b) A presença de um folhelho em processos de adelgaçamento na área abrangida
pelas trincheiras indica estar, naquele local, o limite da extensão da lagoa próxima (lagoa de
Marapendi). Tal lagoa, no caso, estendeu-se até o local do atual reverso da restinga e foi recoberta
por cerca de 3,60 m de sedimentos arenosos.
c) A direção geral do mergulho dos estratos cruzados é de N 120 W. Os ventos mais
importantes na área atualmente são os de SE e SW. A atitude geral dos estratos cruzados indica
um fluxo orientado no sentido do interior. Podemos afirmar em conseqüência, que tanto as
estruturas primárias como a presença de conchas,.as quais também ocorrem no fundo da lagoa
vizinha, juntamente com a textura do material encontrado nas exposições estudadas, indicam
semelhança entre as condições ambientais presentes e aquelas vigorantes quando da deposição
do material que constitui o sub-solo da área estudada.
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Análise da variação granuiométrica de sedimentos na Barra da Tijuca. Revista B...Ueba de GsolI

CONCEITO DE FACIES EM GEOLOGIA MARINHA
IVAN DE MEDEIROS TINOCO*
ABSTRACT
Critical reading of the papel!! on the faciological mapping of the submel!!ed Brazilian continental shelf reveals that different con.
cepte of the term facies. as they were used. are entirely lacking of an environmental significance. In the referred papers such concepts are either
geographical . morphological, sedimentological (grain size) , O

202 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Em 1893-94, Walther, redefiniu facies como. sendo a soma dos caracteres primários de
uma rocha sedimentar, enunciando a conhecida lei das facies. Tal conceituação não obteve aceitação
geral por não permitir classificar aspectos dos mais importantes, tomo a dolomitização, silicificação
etc., por serem caracteres secundários de uma rocha.
Nos vários conceitos antigos havia unidade na diversidade, todos consideravam basicamente
o conjunto de aspectos, não um único aspecto.
Modernamente, a literatura geológica registra o termo facies com vários significados
baseados em 1) relações estratigráficas, 2) caracteres litológicos, 3) composição biológica, 4) forma
ou condições estruturais, 5) alterações metamórficas, 6) localização ou distribuição geográfica, 7)
relações temporais, 8) influências ambientais, 9) situação e controle tectônico, 10) implicações
genéticas, 11) composição química, 12) composição mineralógica e, provavelmente outros.
Ê evidente que tal diversidade de conceitos é supérflua e desnecessária. Observa-se, que
uma mesma área foi sucessivamente mapeada com fundamento nos caracteres litológicos, ou pela
composição mineralógica, ou distribuição de fósseis ou caracteres ambientais, em diferentes facies,
sem que tais mapeamentos forneçam informações sobre as relações entre as mesmas. Se tal mapeamento
fosse verdadeiramente faciológico cada facies em único mapeaménto seria caracterizada
por uma feição litológica, uma composição mineralógica, uma associação paleontológica e uma influência
ambiental particular.
Uma hipótese de trabalho, no caso facies, que oferece solução a um problema particular,
tem uma existência isolada e liga imperfeitamente resultados diversos, mas intrinsicamente interligados.
Representando o termo facies uma idéia abstrata e sintética, sua melhor conceituação
seria aquela que logicamente revela a capacidade de se alargar em todas as direções, apresentando
sempre correlações naturais e inevitáveis com interpretações válidas a outras partes da realidade.
Nesse sentido, facies seria uma imagem físico-geográfica de uma rocha ou sedimento,
resultante dos caracteres petrográficos, paleontológicos, geoquímicos, estruturais, texturais etc.
desses sedimentos, susceptíveis de serem utilizados na interpretação do ambiente de sedimentação.
Tal conceito é válido tanto no estudo dos sedimentos recentes que permitiriam a organização
de modelos ambientais reais, como no estudo dos sedimentos pela organização de modelos
correlatos aos ambientais, já que em ambos, os mesmos parâmetros seriam utilizados, permitindo
assim visualizar o ambiente antigo de sedimentação.
A noção de facies não pode ser dissociada daquela de microfacies. A granulometria, a
microfauna, os fenômenos de diagênese ou de corrosão, as interrelações entre os minerais e os elementos
microscópicos (minerais e microestruturas) são do domínio das microfacies. A técnica de
microfacies e sua utilização em estratigrafia é bem exposto por Carozzi et alii (1973) para calcários e
Mabesoone (no prelo) para os arenitos.
O desenvolvimento atual da paleoecologia está voltado principalmente para a determinação
dos ambientes antigos de sedimentação, não prescinde dos conhecimentos fornecidos pelos
estudos das facies recentes, tanto do domínio marinho, como do continental.
Uma facies pode sofrer influência ou mesmo resultar da ação dos ambientes interferentes.
Estes são ambientes de domínio diferente que se superpõem ou justapõem à facies considerada~
Uma facies marinha (domínio marinho) interrompida por uma facies fluvial (domínio
misto) não pode ser estudada sem que se faça interferir elementos desse ambiente interferente
(facies estuarianas, deltaicas etc.). Os sedimentos de facies marinha podem permitir conhecer a
origem dos componentes, o modo de transporte, o ambiente de deposição e das condições de sedimentação.
Unicamente estes dados permitem conhecer até onde se estende a influência do ambiente
interferente.
PARÂMETROS FACIOLÚGlCOS
Os parâmetros ou aspectos a serem considerados para determinação das facies podem
ser resumidos em:
Geometria do depósito
Ê uma função da topografia pré-deposição, erosão e deformação tectônica. Ê conhecida

T/NOCO
a dependência da acumulação dos oligoelementos nos sedimentos, das condições tectônico - topográficas
dos fundos (armadilhas), onde tais elementos ficam protegidos da dispersão e transporte e onde
há necessidade de um certo grau de agitação para que se processe a oxidação, caso tais elementos
provenham de produtos orgânicos (P205). Farias e Dantas (1972), mostram interessantes fotografias
onde se pode observar as concentrações de minerais pesados nas calhas das marcas de onda.
Litologia
De grande importância faciológica e grande significado ambiental. Permite bem maior
quantidade de microfacies isópicas notadamente em se tratando de sedimentos carbonáticos.
Entre os autores observa-se o grande realce emprestado aos sedimentos elásticos, principalmente
pela realização de análises granulométricas. Vale contudo salientar, que esses sedimentos
resultam não somente do ambiente em que se depositam, mas também da história pretérita do
transporte e do tipo de rocha da qual derivam. Úm sedimento bem selecionado não resulta necessariamente
de um ambiente que possibilitasse tal tipo de sedimentação, porque os grãos podem préexistir
nas rochas mais antigas que margeiam a bacia.
Seria interessante um estudo dos sedimentos clásticos marinhos atuais, relacionados às
rochas da margem continental aflorante na costa.
Estruturas sedimentares
Ê um importante indicador de facies sedimentar. Em sua maioria as publicações sobre
geologia marinha carecem de tal tipo de aspecto o que decorre do método de coleta de material,
geralmente dragado. Só será possível o estudo desse caracter em material de sondagem, testemunhos.
Baumgarton et alii (1973) e Suguio (1973), já transcrevem a significação ambiental dos
diversos tipos de estruturas sedimentares, incluindo uma terminologia em Português.
Energia da bacia (Dinâmica)
Ê geralmente medida por análise granulométrica e morfoscópica dos sedimentos, acumulação,
desagregação e fragmentação de restos orgânicos. Vale notar que todos esses métodos
devem ser olhados com certa reserva como foi visto anteriormente no item litologia. A acumulação
de conchas pode resultar da razão de sedimentação, como demonstrado por Tinoco (1973) nos sedimentos
que recobrem os bancos imersos ao largo da costa nordestina. A dissociação de conchas ou
peças articuladas de organismos, pode ser consequência da ausência de articulações firmes (charneira)
em locais de pouca sedimentação; o desgaste de conchas pode resultar do enorme tempo de
exposição em locais de pouca ou nenhuma sedimentação; a fragmentação, por sua vez, pode ser
originada por causas alheias à energia da bacia, como ação de organismos predadores perfuradores,
juntamente à exposição, ou mesmo que tais fragmentos resultem da passagem pelo trato intestinal
de organismos predadores.
Componentes bióticos dos sedimentos
Este caráter faciológico permite, pela classificação biológica dos organismos, alcançar
conclusões paleocológicos (coerência ecológica) como também atingir resultados dos mais prometedores
pelo estudo dos restos orgânicos como grãos dos sedimentos (Paraecologia). No primeiro
caso, podem servir como indicadores ambientais, fornecendo dados não impressos nos sedimentos,
como a temperatura, salinidade ect. do meio, além da idade do depósito.No segundo caso, permitem
reconhecer a razão de sedimentação, profundidade da bacia, pela razão de dominância, índice de
variabilidade, morfologia funcional, etc. Destacam-se entre esses componentes, os foraminíferos
pela grande quantidade em que ocorrem nos sedimentos marinhos e pelas numerosas observações
expostas na vasta bibliografia internacional.
A grande importância dos componentes bióticos pode ser divisada em sua plenitude pelo
e::ltudo da compo::lição química deet~. Se coneiderW'mo5 a concentração média de algum! elemento5
químicos na fração mineral dos organismos (cerca de 0,9 a 11,9%, em média, do peso fresco dos organismos)
e comparamos com as concentrações médias dos mesmos elementos na água do mar e nos
203

-----
204 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
sedimentos (do Cretáceo p. ex.), verificaremos que os organismos são maiores armazenadores dos
componentes químicos do meio.
Alguns minerais de cálcio e fósforo, podem constituir grande porção da fração mineral
dos organismos. O cálcio pode atingir entre 90 e 99% nos moluscos e, 40 -54 % entre os corais. O
fósforo pode constituir 40 % da fração mineral dos peixes e 13 % das algas.
A Tabela I, demonstra que a concentração de alguns elementos nos organismos atinge
valores altíssimos em relação a do meio que os cerca; o cobre alcança um fator de concentração da
ordem de 20 x 106 e o zinco, da ordem de 10 x 106.
Alguns autores negam a existência de calcários por precipitação exclusivamente química,
apontando uma origem bioquímica para todos os calcários, mesmo para os calcários de cavernas.
Não é de estranhar tal excesso de afirmativas extremadas, quando se considera (Tab. 2) a
biomassa ao largo da Califórnia em função da profundidade citada por Peres (1956 - in Slanski e
Fomonnier, 1973).
A produção de carbono orgânico anual é estimada em 475 t/km2 para uma região de alta
produtividade (Peres e Devereze, 1964).
Calvert (in Slanski e Fomonnier, 1973) avaliou em 1,5 x 107 t/ano de sílica biológica,
depositada numa superfície de 30000 km2, ou seja, 500 t anuais por km2.
Pelo exposto, a ação dos organismos na distribuição dos oligoelementos nos sedimentos
favorece a consideração inalienável dos organismos na determinação das facies marinhas. Estabelecer
os limites dessa ação dos organismos nos sedimentos, é fato ainda a estudar.
Composição química
Este último parâmetro, intimamente ligado aos anteriores, tem sido muito destacado
nos últimos anos. Alguns autores expõem mapas de distribuição dos diversos elementos, sem considerarem
contudo a precariedade do próprio método geoquímico. Entre os elementos maiores, como
cálcio, cujos teores são representados em percentagem do sedimento, os erros, apesar de existirem,
podem ser desprezíveis. Entre os elementos menores, com teores representados em p.p.m (=
rng/kg) tal erro é enorme, dada a heterogeneidade da amostra. Considerando que para análise
utiliza-se uma fração de 2,5 g de uma amostra ideal (lkg), tal erro poderá alcançar mais de 65 %,
pode-se avaliar a precariedade da utilização de tais valores.
TABELA 1
Concentração dos elementos em ppm
ELEMENTOS NOS SEDIMENTOS NA ÁGUA DO MAR NOS ORGANISMOS
Cobalto
Cromo
Cobre
Gálio
Chumbo
Molibdeno
Níquel
Vanádio
Zinco
Titânio
Ferro
13,0
94,0
37,50
18,0
23,0
7,35
42,S
20,0
122,5
0,0005
0,00005
0,003
0,0005
0,00003
0,01
0,002
0,002
0,01
0,001
0,01
1,0
2,0
3.000,0
0,40
700,0
60,0
5,0
560,0
10.000,00
40,0
1.000,00
Comparação entre os teores médios de alguns elementos químicos nos sedimentos,
organismos e água do mar (Segundo vários aut'ores).
Nos mapeamentos, usa-se uma simbologia com significados quantitativos dos teores de
ocorrência de cada elemento. Nas escalas assim elaboradas os limites quantitativos são fixados sem
base estatística, daí resultando mapas com numerosas ilhas e sem que os mapas de distribuição dos
vários elementos se correlacionem. Tal fato não se verificaria caso os resultados fossem trabalhados
estatisticamente e, representassem as relações de dependência (coeficiente de correlação) de pelo
menos dois elementos, tal como estudado e proposto por Lepeltier (1969).

TINOCO
TABELA 2
Biomassa marinha em relação à profundidade
PROFUNDIDADE ATOBENTOS ZOOBENTOS
t/km2 t/km2
1,5m
7,Om
15,Om
4.667
2.490
1.972
126
329
392
TOTAL
t/km2
4.792
2.819
2.364
A separação de fácies unicamente pela variação quantitativa de um elemento quimico
ou mineralógico é desnecessária e supérflua, não apresentando qualquer objetivo prático ou teórico,
uma amostra areno-argiloso e uma outra argilo-arenosa devem ser consideradas dentro de uma mesma
faeies, em se tratando de uma área em escala de mapeamento.
NOTAS SOBRE A TERMINOLOGIA
Alguns vocábulos utilizados nos vários trabalhos precisam ser revistos por se tratarem
de neologismo desnecessários.
Lamítico
Termo utilizado por alguns autores para designar o fato do sedimento apresentar lama.
Lamítico, seria com lamito, do mesmo modo que arenítico não significa com areia, mas com a condição
de arenito (rocha). A terminação ito é utilizada para designar rocha, alguns autores utilizam o
termo sedimentito para designar um sedimento litificado. Lama significa a mistura de argila, mais
siltito mais água. A designação correta seria lamoso, lamosa.
Arenáceo
Alguns autores utilizam o vocábulo para designar a condição de ter areia. Neologismo
desnecessário, devendo ser substituído por arenoso, arenosa ou arenífero em caso de designação de
depósito fonte de areia. Pode-se utilizar arenáceo, designando os foraminíferos aglutinados arenosos,
no sentido de super-família.
Transicional
Vocábulo muito usado para dar a idéia de uma faeies misturada ou intermediária entre
duas outras. Transição é o ato ou o efeito de transitar, passagem de um lugar para outi'O, ete. O adjetivo
é utilizado em sentido temporal, mudar de um tom para outro, dando a idéia de efêmero, passageiro.
Nunca se disse que o mulato seria a forma transieional do homem de cor preta para a cor
branca, porque res\llta da mistura, miscigenação de caracteres, caso semelhante às facies citadas.
Poder-se-ia usar faeies transicional para uma faeies temporal, como por exemplo às lamas formadas
por ocasião das grandes enchentes. Nas chamadas facies transicionais, há mudança gradual,
progressiva de uma faeies para outra, onde os caracteres de ambas se mesclam, se misturam. Seria
uma interfacies, uma zona intercalar entre duas faeies distintas.
Ocorrência quântico - relativa
Nos mapas de distribuição quântico -relativas de elementos quimicos, a maior parte dos
autores não consideram os erros inerentes ao método (coleta de material e àosagens).
SUGESTOES
São usados indiferentemente os vocábulos agregados e aglomerados, já há na biblio-
205

206 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
grafia internacional a distinção entre seus significados.
Aglomerado - Seria uma partícula composta de duas ou mais outras individuais ligadas
sempre por forças coersitivas, relativamente fracas. Pode um aglomerado ser quebrado por técnicas
ordinárias de dispersão, o aglomerado pode ser desfeito com a própria mão.
Floculado Um corpo aglomerado por forças eletrostáticas, é a infra estrutura de todos
os aglomerados.
Agregado Uma partícula composta de duas ou mais outras individuais ligadas por
fortes forças coersitivas. São estáveis aos processos comuns de dispersão e mesmo ao ultra som. Só
destruidos com auxílio de força mecânica, com um martelo.
Facies - Deve ser tratada como uma variação lateral dentro de uma unidade estratigráfica
definida. Um mapa de facies deve ser o corolário natural desse conceito. Deve ser identificada
como expressão empírica do conjunto de aspectos de um sedimento (respectivamente sedimentito)
capazes de permitirem uma interpretação ambiental.
Mapeamento - Dentro de uma facies, pode-se considerar um ou vários aspectos separados,
podendo tal ou tais aspectos serem mapeados, independentemente das facies que caracterizam;
o mapeamento das facies marinhas atuais deve ser suceptível de aplicação no reconhecimento
dos ambientes antigos de sedimentação e paleogeografia.
BIBLIOGRAFIA
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A DISTRIBUIÇÃO DA ENERGIA NA PRAIA DE JUQUEt (SP)
ANTONIO CHRISTOFOLETTI*, ANTONIO GONÇALVES PIRES NETO*
ABSTRACT
The Juquei beach is Iocated in the litoral between Santo. am Slo SobaotiAo citie.. The .tatistica1 paromote.. defined by FoIk
and Ward (196 7) were utilized by Sahu (1964) with the fina1lity of to diocem depooitionol enyironment.. The.e approoch.. were applled to J uquei
beach and the enerl!)' distribuition .how. that there is enerl!)' variotions in the .hore, from thelow tide to the landward. The low tide niveau (PU
ohow. Ie.. enerl!)' applicotion and the high tide .horetine (P6) .how. greo.t enerl!)'. This diotribution wa. eaplicated a. conoequence ofthe magnitude
and frequency of the wave.. In the low tide niveau the waven. are ofhigh frequency and Iow intensity, but in the high tide, inveroe1ly, the wave.are
of low frequency and high intensity .
RESUMO
A praia de J uquei está localizada no litoral entre ao cidade. de Santos e Slo SebaotiAo (SP). A abordagem anaUtica baseia-.e na
coracterizaçAo do. parâmetro. estabelecidos por FoIk e Ward (1957) e que foram utilizados por Sahu (1964) para di.comir o. ombienteo de depo.içIo.
A distribuiçlo de energia mostra que ... variaçlo ao longo da zona intertidal, do nivel da maré baixa para o interior. O nive1 da maré
baixa (Pl) mostra menor aplicoçlo, de energia enquanto o nivel da. maré alta (P5) inala maior enenria. E.ta distribuiçlo foi explicada como .endo
conseqüência da magnitude e freqüência da. ondas no nive1 da maré baixa, as onda. .10 freQÜente. e de baixa intensidade, no nive1 da maré alta a.
onda. 910 de baixa e alta intenllidade.
INTRODUÇAO
As características granulométricas dos sedimentos podem ser indicadoras da energia
aplicada pelo processo quando da fase deposicional. Do ponto de vista granulo métrico , os parâmetros
média, desvio padrão, curtose, variância e assimetria definem as suas peculiaridades descritivas.
Se a tais dados informativos aplicarmos a metodologia proposta por Sahu (1964), os parâmetros
granulométricos podem servir para analisar a variação de energia no ambiente de deposição.
Os parâmetros estatísticos definidos por Folk e Ward (1957) foram utilizados por Sahu
(op, cit.) a fim de estabelecer separações entre vários ambientes deposicionais, postulando que essa
classificação era devida às diversidades energéticas e de fluidez ocorridas nos vários meios de transporte
e nos ambientes de deposição. A melhor discriminação possível entre os ambientes, assim
como entre os diversos processos implicados na deposição, é obtida colocando-se, em papel bilogarítmico,
os valores ~ contra S (Kg) X S ( 12) Tais parâmetros significam:
I
S (Mz)
S (Kg) - desvio padrão dos valores de curtose de um conjunto n de amostras, sendo n
maior que 2;
S (Mz) - desvio padrão dos valores de diâmetros médios desse mesmo conjunto de
amostras;
S (a I~. - desvio padrão dos valores de varíância desse mesmo conjunto de amostras;
~ - média das variâncias desse mesmo conjunto de amostras,
Dessa maneira, baseando-se no estudo granulo métrico , o presente trabalho visa estudar
a distribuição da energia na praia de Juqueí.
Trabalho elaborado com auXrlio da F APESP
*FFCL/RC

208 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CARACTERíSTICAS GRANULOMÉTRICAS DA PRAIA DE JUQUEí
A praia de Juqueí encontra-se no Município de São Sebastião, distante da cidade
aproximadamente 40 Km, pela estrada que intérliga São Sebastião a Bertioga.'O terraço arenoso da
praia de Juqueí apresenta largura média variando em torno de 60 a 70 m, enquanto a extensão
medida corresponde a 3 650 m.
Os dados granulométricos dos sedimentos praiais foram obtidos a partir da metodologia
proposta por Folk e Ward (1957), sendo detidamente analisada por Pires Neto (1974). As principais
características podem ser sumarizadas da seguinte maneira:
a) o diâmetro médio das partículas indica tratar-se de areia fina, com valor de 0,17 mm;
b) o desvio padrão obtido (0,451) mostra sedimento bem selecionado, segundo a escala
qualitativa proposta por Folk e Ward para interpretar e classificar o grau de seleção dos sedimentos;
c) a as simetria é negativa, com valor de -0,143;
d) a curtose demonstra uma distribuição granulo métrica sob a forma de curva mesocúrtica.
TABELA 1
Dados calculados segundo a metodologia proposta
por Soou (1964), para análise englobada
de todas as amoskas coletadas.
AMOSTRAS
Pa 1
Pa2
Pa3
Pa4
Pa5
Pa6
Pa 7
Pbl
Pb2
Pb3
Pb4
Pb5
Pc1
Pc2
Pc3
Pc4
Pdl
Pd 2
Pd3
Pd4
Pkl
Pk2
Pk3
Pk4
Pk5
Pe 1
Pe 2
Pe3
~
0.401
0.378
0.352
0.300
0.298
0.263
0.343
0.554
0.348
0.281
0.423
0.425
0.315
0.324
0.844
0.490
0.626
0.363
0.314
0.573"
0.882
0.560
0.498
0.465
0.498
0.803
0.751
0.553
S (KG) S( a I 2)
S (Mz) x
0.019
0.006
0.007
0.010
0.000
0.008
0.013
0.024
0.030
0.011
0.000
0.003
0.026
0.004
0.010
0.034
0.004
0.010
0.007
0.020
0.148
0.006
0.012
0.001
0.576
0.002
0.004

CHRISTOFOLETTI, PIRES NETO 209
A DISTRIBUIÇÁO DE ENERGIA EM FUNÇÁO
DOS DADOS GRANULOM~TRICOS
A variação de energia e de fluidez na praia de Juqueí foram medidas através da utilização
do gráfico proposto por Sahu (op. cito ).
TABELA 2
N.o do
PerfIl
1
2
3
4
5
Dados calculados segundo a metodologia proposta
por Sahu (1964), para análise das amostras
coletadas a partir de perfis longitudinais.
Amostras longitudinais
Pa, Pb, Pc, Pd, Pe, Pk
Pa,Pb,Pc, Pd,Pe, Pk
Pa,Pb,Pc,Pd,Pe,Pk
Pa,Pb,Pc,Pd,Pk
Pa,Pb,Pk
\~
V O (2
0.630
0.479
0.511
0.459
0.415
S(KG) 2
S (Mz)x S ca I )
0.622
0.060
0.082
0.013
0.006
Em primeiro lugar, analisamos englobamente os valores pertencentes a todas as amostras
da praia de Juqueí. A hipótese levantada era a de que deveria haver concentração das amostras
pertencentes à mesma faixa longitudinal ao longo da praia, conforme o critério da distância em
relação ao nível da maré baixa. Supunha-se então, que as amostras localizadas ao mesmo nível em
relação a linha de maré baixa, sofrendo impactos de magnitudes semelhantes, formariam conjuntos.
Todavia, os resultados demonstraram que essa hipótese não era válida, pois os pontos concentraram-se
na faixa correspondente ao ambiente eólico do gráfico original de Sahu (Fig.l), sem haver
distinção entre os vários perfis coletados.
Posteriormente, calculou-se a variação de energia levando em conta os parâmetros dos
conjuntos formados pelas amostras localizadas na mesma faixa longitudinal. Os resultados obtidos
e assinalados na ]figura 2 denotam variação de energia da linha de maré baixa para o interior da
praia. Este fato foi interpretado da seguinte maneira:
a) o nível de maré baixa Pl é o que apresenta menor aplicação de energia. Isso deve-se
ao fato de que, embora esteja sob a ação das ondas durante maior parte do tempo, a intensidade das,
ondas é diminuta;
b) o nível mais alto da zona intertidal P5 representa o de maior aplicação de energia.
Todavia, a duração deste nível sob a influência das ondas é pequena; a frequência das ondas é
1.0
~PC-2 : n8
03
o.
-r -- .-------
~
j
01
""'"
~...~~~.~....-.....-
------
.PE-3
-::-. s«/~ _
-
Fig. 1 - Gráfico de Sahu, mostrando diferenças de energia entre as amostras coletadas na praia de Juqueí.
.....
1.0
- -- -----.--

210 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
1.0
0.9
0.9
0.7
Q6 _--------
0.'
0.4
_-------------
0.3
0.2
0.1
0.001
--
---
,
--- ,
--- - --
,
-- - I
i;.;--
,
eÓllCO
__________
~
~
j %~
.~~
~ ~~
0.01
.ãP.'
0.1 \0
Fig. 2 - Gráfico de Sahu, mostrando os diferentes níveis de energia das faixas paralew a linha de maré
na praia de Juqueí.
'1
3.0
:2.11
2.2
2
1.8
1.8
P1 P2 P3 P4 P5 P8 P 7
Fig. 3 - O gráfico mostra a variação granulométrica
da praia de Juqueí segundo o perfil
transversal.
PA
3.0
2.8
2.8
2.4
2.2
2.0
1.8
1.11
PA PB PC PO PK PE
Fig. 4 - Gráfico mostrando a variação granulométrica
da praia de Juqueí segundo o perfil
longitudinal.
menor, mas individualmente as ondas de maré alta apresentam intensidade elevada, explicando a
grande quantidade de energia aplicada nesse nivelo Os niveis intermediários (P2, P3 e P4) mostram
de maneira clara as etapas sucessivas de passagem entre os dois niveis de energia acima referidos.
Outro aspecto abordado relaciona-se com a variação granulométrica dos perfis transversais
da praia. A fim de visualizar melhor essa variação, construiu-se um gráfico (Fig.3) , colocandose
nas abcissas o valor da média das amostras (na escala 0) e nas ordenadas os pontos amostrais
dos referidos perfis. A observação desse gráfico mostra que a granulometria dos sedimentos à

CHRISTOFOLETTI, PIRES NETO 211
medida que se afasta da linha de maré baixa aumenta, tornando-se grosseiros em direção da parte
superior da zona intertidal. Também verifica-se aumento da granulometria no sentido dos perfis PA
para PB da parte leste para oeste da praia, que pode indicar a existência de correntes de deriva no
sentido oeste para leste.
Na Figura 4 as amostras foram representadas conforme o perfil transversal, unindo-se
os seus vários pontos. As curvas assinaladas não demonstraram nenhuma distinção permitindo inferir
que, para explicar a variabilidade da granulometria ao longo do perfil transversal, se pode apelar para a
ação das ondas enão para a influênda das correntes de deriva.
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SEDIMENTOS DA PLATAFORMA CONTINENTAL
SUL AMERICANA ENTRE CABO SANTA MARTA (BRASIL)
E TERRA DO FOGO (ARGENTINA).
PARTE 1 TEXTURAS SEDIMENTARES E ORIGEM
C. M. URIEN*, L. R. MARTINS*
ABSTRACT
Studias developed on the last ten yesn, aIlowed tIIe auchors to show the main events reganling to the eedimentsry cover of che
Atlantic Souch America continentslshelfbetween Santa Marte Cape (Brasü) and Hornos Cape (Atgentine).
The shelf is stable type on1y submittsd to epirogenic movements and modeled by ses leveI fluctuations and hidrodynamic conditions.
Five fundamental zones based on sedimenta age, souree and textural properties were identified: Rio Grande do Sul, U lUgusy,
Buenos A ires , Patagonia and Tiarra dei Fuego.
RESUMO
Estudos reslizados pelos autores nestes Últim08 dez anos, permitiram apresentar os principais elementos relativos ao recobrimento
sedimentar da Plataforma Continental Atüntica da América so Sul, num trecbo compremdido entre Cabo Santa Marte (Bmsü) e Cabo de
Homos (Argantina).
A plataforma pesquisade é do tipo est'vel, sujeita somente a movimentos do tipo epirogênico e onde as feições topogrâficas e
eedimentares mais ssliantes foram impressas especialmente pelas variações de nivel do mar êpelas condições hidrodinAmicaspresentes na regilo.
Cinco zonas fundamentais, camcterizadas através da idade, fonte e propried8de texturais de seus sedimentos acham-se representadas:
Rio Grande do Sul, Uruguai, BuenosAires, Pategonia e Terra do Fogo.
INTRODUÇÁO
A plataforma continental é a zona submersa rasa que boràeja o continente ou a planície
costeira, e que se estende desde a linha de maré até uma profundidade onde ocorre um sensível
aumento de seu declive.
Esta zona que se denomina ruptura ou borda da plataforma, é observada na região descrita
no presente trabalho, entre as profundidades de 50 e 160 m.
Os pesquisadores que se tem ocupado do estudo dos depósitos marinhos intra e pericratônicos
como modelo para seqüências estratigráficas, têm atingido nas últimas décadas importantes
dados neste campo da geologia. Assim, graças aos progressos nestes últimos anos da tecnologia,
engenharia e da exploração oceânica, as plataformas continentais se converteram em importantes
laboratórios naturais para o estudo da sedimentação costeira e nerítica e da geometria dos
corpos arenosos associados, obtendo-se interessantes modelos de investigação.
A plataforma continental do sul do Brasil, Uruguai e Argentina é classificada como do
tipo estável, sujeita somente a movimentos epirogênicos e onde o mar com suas flutuações de nível,
imprimiu salientes feições topográficas -deposicionais e erosivas -e sedimentares produto do pris-
TmbsIbo realizado com auxilio financeiro do CNPq, FUNTEC/BNDE, CAPES, F APERGS. Colabomçio da DHN'(BrasB)e SHN (Argantina).
.CECO/UFRGS

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214 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLQGIA
ma sedimentar costeiro que variou horizontal e verticalmente em função das condições hidrodinâmicas
(ondas e corrente) da região.
Todos esses eventos ficaram impressos de Uma forma ou de outra na plataforma continental,
cuja análise nos permite ensaiar sua reconstrução histórica.
Desde o século passado foram realizados estudos parciais da plataforma continental da
América do Sul Meridional. Podem ser citadas além da memorável expedição do H. M. S. Challenger
(1873-1876), as expedições alemãs do Gazelle (1876) e Meteor (1925/27), que iniciaram o primeiro
estudo sistemático do Atlântico Sul. Posteriormente a expedição britânica do Discovery 11
(1926-39), efetuou um detalhado estudo da plataforma continental austral (Halle, 1932, 48).
Mais tarde, e em especial a partír do ano de 1950, a Armada Argentina realizou estudos
em diversas regiões da plataforma daquele país.
Em 1957, o Lamont Geological Observatory da Columbia University em colaboração
com o Servício de Hidrografia Naval da Armada Argentina, iniciou uma nova etapa no estudo dos
sedimentos da margem continental com a aplicação de modernas técnicas oceanográficas.
Em 1964, o Servicio de Hidrografia Naval começou o estudo integral do Rio de Ia Plata
(CLIAP) que em 1967, sob a coordenação do autor senior efetuou uma detalhada pesquisa geológica
do rio e da plataforma continental vizinha a Mar deI Plata (Ottman e Urien, 1965, 66),Urien (1967,
69, 73) e Urien e Mouzo (inédito).
Essa Instituição realizou igualmente diversas campanhas oceanográficas, nas quais se
incluíram estudos de geologia marinha, entre elas Tridentes I e 11, Merluza e as Pesquerias I a XIII
e nas quais ainda sob a direção do autor senior, se efetuou uma amostragem geológica sistemática e
obteve-se alguns milhares de quilômetros de perfis batimétricos.
Estudos parciais zonais foram executados em Cabo San Antonio (Urien, 1969), Mar deI
Plata (Cortelezzi et alii, 1960),Bahia Blanca (Mouzo, 1970); Bahia San Blás e Golfo Nuevo (Codignotto,
1969) e Terra do Fogo e Malvinas (Urien, Grinell e Ewing, 1972).
O sul do Brasil e Uruguai foi estudado pelos autores através do Centro de Estudos Costeiros
e Oceanográficos, CECO da Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Através das campanhas
Tridente I e 11, Almirante Saldanha, Austral I e Eclipse I (Oceanographer), se realizou um
reconhecimento dessa região (Martins, Urien e Eichler, 1967), (Martins e Urien, 1969), complementado
através das Operações GEOMAR IV e VI do Programa Plurianual de Geologia e Geofísica
Marinha da Diretoria de Hidrografia e Navegação e coordenado pelo autor "junior". (Martins et
alii, 1967; Urien, Martins e Butler, 1973e Martins et alii, 1973).
A finalidade do presente trabalho é a de apresentar uma revisão dos trabalhos realizados
pelos autores e outros estudiosos, especialmente efetuados através do Servicio de Hidrografia
Naval, Diretoria de Hidrografia e Navegação, Lamont Doherty Geological Observatory e CE-
CO/UFRGS.
Esta informação encontra. se exposta em forma sucinta e está bastante distante de ser
definitiva uma vez que ainda é muito grande o trabalho a ser desenvolvido.
A escala inicial do trabalho foi 1:500.000 e 1:2.000.000 o que permite certas generalizações
gráficas que fornecem a visão de conjunto regional. Em próximos trabalhos se pretende
apresentar a informação complementar a este estudo.
M~TODO DE TRABALHO
As amostras do fundo submarino da região descrita foram obtidas através de vários
tipos de instrumentos: draga, buscafundo, testemunhador de gravidade e testemunhador a pistão.
Dos testemunhos verticais somente foram utilizados neste trabalho as secçôes superiores.
O tratamento das amostras foi o mesmo adotado e descrito em trabalhos anteriores dos
autores (Urien, 1967; Martins, Urien e Eichler, 1967; Urien e Mouzo, 1973; Martins et aUi, 1973) e
as técnicas fornecidas por Krumbein e Pettijohn (1938), Folk (1967), Carver (1970).
Com base em sua composição os sedimentos são divididos em 2 grupos:
Sedimentos Detríticos, com um conteúdo de carbonato de cálcio menor do que 25%,
compostos principalmente por grãos minerais alogênicos, agregados minerais e/ou fragmentos de
rocha.

URIEN, MARTINS 215
Sedimentos Biógenos com teor de calcário maior do que 75% e que se acha composto por
valvas de moluscos inteiras ou fragmentadas, foraminíferos e fragmentos calcários em geral (betU:h
roch, tosca ete.).
Um terceiro grupo, estaria constituído por minerais autígenos, mas não é levado em
consideração por seu baixo percentual nas amostras.
Os 2 grupos sedimentares básicos, são classificados textura1mente de acordo com as
percentagens de seus tamanhos granulométricos: cascalho, areia, silte e argila; representados
graficamente, em um diagrama ternário de acordo com Shepard (1954).
Um quarto elemento é considerado nesta classificação textural, e está representado pelo
material maior do que 2 mm denominado sob o termo geral de material concmfero (conchilla), sendo
composto por cascalhos pequenos, granulos de rochas ou arenito de praia, fragmentos e esqueletos
calcários. No caso de aparecer material clástico, cascalho grosso, cascalho e/ou blocos se esclarece
na representação como elemento subordinado.
Se bem que se possa efetuar divisões com}>osicionaisdestes conjuntos, as finalidades do
mapa sedimentar apresentado somente se agrupam em cascalho, rodados e/ou fragmentos de rochas
(quando estes são abundantes), ou somente material conchífero em geral.
A parte da análise descrita anteriormente, foram realizadas determinações de teor
CaC03, percentagens de areia e sua relação clástica, parâmetros estatísticos e mineralogia que
foram publicados parcialmente por Martins, Urien e Eichler (1967),Urien e Ewing (1972) e Martins
et alii (1972,73).
DISTRIBUIÇAO DAS TEXTURAS SEDIMENTARES
A plataforma continental na região estudada possui uma superflcie aproximada de
1.200.000 km2 e sua largura oscila entre 150 km no Rio Grande do Sul e 450 km nas Ilhas Malvinas.
Por outro lado os gradientes de seu declive variam entre 1/3000 e 1/5000.
O terraço continental contorna diversas unidades morio-estruturais que se estendem
dentro da mesma, constituindo seu núcleo (Zambrano e Urien, 1970; Urien, 1972) e sendo assim as
responsáveis por sua largura e controlando sua moriologia.
A região pesquisada pode ser dividida em 5 zonas (Urien, 1970), sendo que cada uma
possui características topográficas e sedimentares típicas. Esta divisão se adapta com a localização
dos sistemas fluviais que possuem intervenção fundamental na provisão de sedimentos de cada
zona.
Estas 5 zonas são:
a) Terra do Fogo
b) Patagônia:
b.l - Santa Cruz e Ilhas Malvinas
b.2 - Chubut - Rio Negro
c) Buenos Aires
d) Uruguai
e) RioGrandedoSul
a) Terra do Fogo -Os sedimentos da plataforma continental da Terra do Fogo variam
desde cascalho, material conchifero e areia em sua parte central, a cascalho com blocos e silte argiloso
próximo à costa.
A sudeste do Cabo Vírgenes se observam cascalhos e blocos de diferentes diâmetros de
provável origem glacial.
Os sedimentos finos são muito escassos devido provavelmente a ação de correntes que se
movem para fora deste setor.
A topografia nesta zona é irregular e em geral abrupta, apresenta bancos cobertos em
sua maioria por areia e em alguns casos por cascalho. Na parte central a variação de texturas é bastante
marcada, predominando os tamanhos grosseiros de cascalho (fragmentos e valvas de moluscosI;
este material é de carater fóssil a subfóssil e consistiria de colÔnias que proliferam sobre um
fundo estável (cascalho).
O cascalho nesta região poderia estar relacionado com fenômenos periglaciais (fluvioglaciais)
do Pleitoceno.

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216 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Paralelo à costa ao sul do estreito de Magalhães, se estende uma extensa faixa de silte
argiloso até a Ilha dos Estados, onde estes sedimentos de textura predominantemente fina estão
separados de atual linha de costa por faixa de areia e cascalho. Estes depósitos pelíticos foram
provavelmente transportados por rios, desde a wna periglacial continental e logo distribuídos pelas
correntes litorâneas ao largo da costa no Recente, sepultando cascalho e areia.
b) Patagônia
Santa Cruz e Ilhas Malvinas
Na primeira subzona se observam as texturas mais variadas de toda a região. Aqui a
plataforma continental apresenta sua largura máxima e seu menor gradiente, e onde as variações de
nível do mar manifestam-se através de extensas variações laterais e na distribuição dos sedimentos.
Cinquenta por cento dos sedimentos está representado pela textura arenosa, aparecendo
subordinadamente material conchífero e areia com cascalho e material conchífero.
A topografia em traços gerais apresenta canais distribuídos principalmente num grande
abano que aos 100 m de profundidade se apresenta cercado por uma extensa franja de cascalho e
material conchífero que se desenvolve alternado com areia. Em geral a areia é de média a fina, composta
fundamentalml;!nte de plagioclásios, fragmentos de rocha, grãos argilosos e baixo conteúdo de
minerais pesados. Em algumas zonas, torna-se enriquecida por fragmentos moídos de pelecípodos.
Conchas e moluscos, fraturadas ou moídas, mescladas com cascalhos de rochas basá!ticas
e pórfiras desde 5 mm até mais de 70 mm de diâmetro, cobrem um setor entre a profundidade
de 100 até 200 m. Tais sedimentos estaram relacionados com uma rede fluvial que desceu desde os
terraços patagônicos estendendo-se sobre a plataforma interior e depositando este material em
sucessivas camadas. A areia, se bem que de mesma origem, é sucetível de maior mobilidade e por isso
foi dispêrsa mais generosamente sobre o litoral.
Em Bahía Grande, aproximadamente a 50 m de profundidade entre Cabo Vírgenes e San
Julian, encontra-se presente uma extensa franja de silte argiloso sobre a zona pré-litoral.
Na wna do Rio Deseado, o fundo é novamente rochoso ou de cascalho, sendo este de
origem fluvial e formando com areia síltica e silte argiloso um complexo de tipo deltaico, tanto pelas
características topográficas submarinas, como pelo arranjo sedimentar neste setor.
Deve-se ter presente que ao largo da costa patagônica a amplitude de marés é superior a
10 m, criando violentas correntes de maré e litorâneas, bem como de refluxo dentro dos rios. Assim
são esperados nas zonas litorâneas, condições de alta energia, que juntamente com as ondas são
capazes de mobilizar material de tamanho considerável (cascalho e rodados). No litoral são bastante
comuns as praias e bancos (fundos rasos) de cascalho ativados por essas correntes e ondas.
No Golfo de San Jorge existe uma grande concavidade com uma depressão de quase 150
m de profundidade (50 m abaixo da profundidade média da plataforma), onde a textura predominante
é silte argiloso e argila arenosa. Este material é proveniente da meseta patagônica e permaneceu
hidraulicamente trapeado nesta depressão, estando rodeado por um anel de areia síltica
que na plataforma interna (até a profundidade de 120 m)de profundidade passa transicionalmente à
areia.
Chubut e Rio Negro
Tanto na zona costeira como nos golfos, existe uma singular variedade de texturas, enquanto
no restante da zona -plataforma continental média e exterior - predomina a textura areia.
A plataforma interior se acha coberta por areia síltica que na costa passa à silte argiloso.
Nos Golfos Nuevo e San José a areia é a textura predominante que próximo a costa jaz
sobre cascalho ou blocos riolíticos e misturado com silte rico em material tobaceo, do mesmo tipo
que aqueles que constituem os depósitos terciários litorâneos.
O carbonato de cálcio é escasso e se encontra presente como fragmentos de moluscos.
Nesta zona, o atual sistema fluvial é suficientemente pobre para se supor um aporte de
terrígenos baixo a quase nulo. Tal campo de sedimentos texturalmente finos devem estar relacionados
com a drenagem durante o início do Holoceno, em condições mais úmidas e/ou de máximo
degelo glacial cordilherano.
O Golfo de San Matias conta com uma depressão de mais de 145 m de profundidade

URIEN, MARTlNS 217
atapetada por texturas argilo-sílticas até a profundidade de 50 m, e desde aí até a costa uma cobertura
de areia em forma de ferradura. O golfo está separado da plataforma continental vizinha por
um umbral coberto por areia cuja textura em algumas partes se torna material conchífe;o, pelo
aumento de fragmentos e de conchas de moluscos calcários e rodados riolíticos.
Ao N da península de Valdez e ao sul do Rio Negro predomina cascalho.
Na plataforma média o material conchífero e areia com material conchífero se apresentam
em um corpo alongado de 130 km de comprimento, paralelo à batimetria.
Próximo ao Rio Colorado também estão presentes estas formas alongadas - ronas de
material conchífero -em especial naquelas zonas próximas a rios (Colorado, Negro e outros) e são
identificadas com antigas ilhas de barreira e frentes de praía (cordões pré-litorâneos etc.) de zonas
estuarinas e/ou deltaicas.
Tanto a plataforma continental média como externa, desde Cabo Três Puntas a Punta
deI Este, as texturas sedimentares apresentam um arranjo sumamente monótono; areia fina à
média com fragmentos líticos e rica em plagioclásios com indícios de meteorização (plagioclásios
opacos com óxido de ferro), devido provavelmente a sucessivas exposições subaéreas, condicionadas
pelas flutuações do nível do mar.
c) Buenos Aires
Similar à plataforma média e externa de Chubut e Rio Negro predomina a textura areia,
que cobre tanto a plataforma continental interna, média e externa como o talude superior até a altura
do Uruguai.
Este extenso e monótono campo arenoso, com características multiformes possui uma
superfície irregular, especialmente na plataforma interna onde existem cordões de praia, dunas snbmarinas
e escalões de erosão.
Em frente ao Rio de La Plata, na batimetria de 40 m existe um corpo saliente de forma
alongada paralelo aos contornos batimétricos, rico em areia biodetl'ítica e conchas inteiras e/ou
fragmentadas.
Urien e Mouzo (op. cit.), relacionam estas formas e os depósitos associados con relíquias
de uma costa de barreira que tendia a fechar o estuário durante o Holoceno Superior, quando o nível
do mar se achava aproximadamente nesta profundidade.
Sobre a costa, nas zonas com baías, próximas a desembocaduras de rios (Rio Colorado,
por exemplo) se observa uma predominância de silte argiloso e arenoso e uma grande acumulação de
argila no fundo das baías. Este material é de origem fluvial e se encontra trapeado dentro das baías,
enquanto o mar se enriqueceu de areia como Mouzo (inédito), descreveu para Bahia Blanca. Fundamentalmente
estes sedimentos seriam providos em sua maioria pelo Rio Colorado e captados por
correntes litorâneas para o norte. Além deste processo se relacionam as texturas pelíticas, com
relíquias de antigos deltas e planícies costeiras abandonadas, ambas em destruição por ondas e
marés.
Fotografias de satélites mostram perfeitamente a configuração de um delta abandonado,
que se localiza na impropriamente chamada ria de Bahia Blanca (Urien, em preparação). O rio
que alimentava essa região migrou até o sul (Urien e Ewing, no prelo). Até o Cabo San Antonio, a
plataforma interior encontra-se livre de sedimentos finos, dada a ausência de aporte fluvial e a ordenação
das correntes litorâneas.
Na baía de Samborombón (setor sul do Rio de La Plata externo) as texturas finas -silte
argiloso, argila síltica e silte arenoso -cobrem todo este setor desde a região média até o norte do
Cabo San Antonio. Parte deste arco predominantemente lutáceo, segue a costa norte-Uruguaia estendendo-se
com uma língua lamítica na plataforma interna do Uruguai. Estas texturas finas são
produto do material transportado principalmente em suspensão, pelo Rio de La Plata com unia
média anual de 80 t. Parte deste fica trapeado no Rio de La Plata interior, outra em Samborombón e
sobre a costa norte; o restante atinge a plataforma interna onde acabou por acumular-se. Esporadicamente
parte deste material em suspensão, sobrepassa a plataforma até o talude continental.
N a zona central externa do rio, a textura arenosa se prolonga desde a plataforma interna
vizinha, como um manto arenoso transgressivo (Urien, 1967,1972 a,b). A leste do limite exterior do
estuário, a textura areia é maís grossa até que predomina o material conchífero, como descrevemos
anteriormente, seguindo-se a textura areia que se prolonga até o talude continental superior.

218 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
d) Uruguai
Os sedimentos provenientes do Rio de La Plata imprimem à plataforma interna, uma
textura predominantemente pelítica (silte argiloso), cobrindo a zona de poços de lama (Martins,
Urien e Eichler, 1967; Martins e Urien, 1969; Urien, 1972) até o Rio Grande do Sul. Para o norte o
silte argiloso se torna mais arenoso predominando em seguida novamente a areia. Estes sedimentos
finos cobrem paleocanais que estariam vinculados com canais e lagoas, influenciados pela antiga
drenagem do Rio de La Plata sobre a planície costeira submersa no Holoceno Inferior (Urien e Ewing,
no prelo).
Na plataforma média encontra-se presente a textura arenosa e areia com conchas, sob
a forma de corpos alongados. Na parte externa e talude continental superior estão presentes texturas
lamíticas, que se estendem até a parte norte da região descrita.
Na zona do litoral, entre a franja de silte argiloso e a costa, se repete a presença de areia
que em geral em alguns setores é rica em conchas.
Os sedimentos finos no bordo da plataforma continental poderiam ser considerados
relíquias de sedimentos finos de plataforma, produto do sobrepasse esporádico do material em suspensão
da zona fluviomarinha, do Rio de La Plata para mar adentro.
e) Rio Grande do Sul
Nesta região sobressaem 3 texturas de diferentes origens.
Os sedimentos finos de plataforma cobrem um extenso setor que progressivamente se
alarga para o norte, até cobrir a plataforma média e parte da interna, como ocorre na região do Cabo
Santa Marta (Martins et alii 1973 e Denhardt et alii 1974). Estes sedimentos são formados fundamentalmente
por silte~irgila e argila síltica, que ao norte da Lat. de 310, passa para silte arenoso
e alcalçam sua maior largura, cobrindo a plataforma interna do Rio Grande do Sul.
Martins, Urien e Eichler (1967), atribuem esta facies de lamas de plataforma a relíquias
de sedimentação nerítica durante estágios mais baixos do mar quando a drenagem das terras altas
riograndenses chegavam até esta zona, atualmente isolada na região costeira.
Os componentes pelíticos provenientes do Rio de La Plata que se estendiam sobre o
setor Uruguai, chegam até a altura do Albardão fornecendo uma outra zona de texturas finas, na
plataforma média. Deve-se ter em conta a ação das correntes litorâneas que auxiliam grandemente o
transporte do material em suspensão para o norte, a ponto de dar às águas dessa região uma coloração
tipicamente parda.
De modo similar a zona do Uruguai, a plataforma interna e parte da média do Rio Grande
do Sul são arenosas.
Próximo ao litoral existem setores arenosos com cascalhos biodetríticos e ricos em
placas de arenito de praia (beach rock), possivelmente relíquias de linhas costeiras (Delaney, 1965;
Martins e colaboradores 1972-73).
A plataforma média e interna, arenosa, dão lugar ao desenvolvimento de barreiras emergentes
como as que se encerram as Lagoas dos Patos e Mirim. Na zona de contato do manto arenoso,
relíquia de antigas zonas litorâneas e a zona pelítica de plataforma, esta se acunha sobre as
areias basais.
TALUDE CONTINENTAL
O talude encontra-se fora dos objetivos do presente estudo, devido especialmente ao escasso
número de amostras obtidas nesta unidade fisiográfica.
Desta forma, apresentamos apenas uma rápida resenha das texturas que cobrem sua
parte superior, mais especificamente entre 150 e 500 m de profundidade.
Cabe esclarecer de acordo com os gradientes da plataforma continental, que a zona de
ruptura considerando aquele local estruturalmente com uma variação abrupta de seu gradiente -oscila
entre 80 e 130 m de profundidade-isto implica dizer que já nos ocupamos nos parágrafos anteriores
de boa parte dos sedimentos do talude.
Na reentrância das Malvinas (Malvinasembayment), no talude sul do arquipélogo e no
Banco Burdwood em toda sua extensão, a textura predominante é síltico-arenosa.

URIEN, MARTINS 219
Os corpos de material conchífero e cascalho podem ser relacionados com transporte
subaquosogravitavional, através dos canyons submarinos a partir da borda da plataforma externa.
Desde o norte das Malvinas, até a Lat de 45° Sul, o talude encontra-se coberto por silte
arenoso e a parte superior por areia, que atapeta em sua extensão as cabeceiras dos canyons submarinos
patagônicos.
Até os 35° de Lat. o talude superior é coberto pelas mesmas areias da plataforma continental.
Mais ao norte as texturas síltico-argilosas cobrem tanto a plataforma externa como o
talude continental desçle 50 a 100 m de profundidade. Esta predominância de sedimentos finos e
ricos em material biodetrítico se estende até o Cabo Santa Marta (Brasil).
Sua origem conforme descrevem Martins, Urien e Eichler (op. cit.) e posteriormente
Urien e Ewing (no prelo), estaria presumivelmente relacionada com uma drenagem fluvial, do platô
basáltico e planície riograndense, durante estágios de nível de mar mais baixos, provavelmente no
Pleistoceno tardio.
Aqui também o Rio de La Plata desenvolveu um papel de grande importância nessa
época, não somente na sedimentação nerítica como também :Q.osprofundos efeitos de sobrepasse
de sedimentos até o talude superior, que posteriormente desceu pelas correntes de turbidez às profundidades
oceânicas.
DISCUSSÃO SOBRE A ORIGEM DOS SEDIMENTOS
Nos parágrafos precedentes foram descritos os aspectos texturais dos sedimentos da
plataforma continental do sul do Brasil, Uruguai e Argentina.
Foram esboçadas também as possíveis relações de proveniência dos sedimentos, baseados
não somente no estudo das texturas sedimentares, mas também na combinação de todos os
aspectos sedimentares, textuais e mineralógicos, complementados com os dados da paleontologia
(Richard e Craig),topografia submarina (Martins, Urien e Butler, 1972; Urien e Mouzo, op. cit.)
Urien e Ewing (no prelo). Aliados ao conhecimento dos parâmetros ambientais: clima, correntes,
marés, e ondas; analisados à luz dos processos de variação de nível do mar (glacioeustasismo, por
exemplo) tais elementos permitiram a preparação do mapa de sedimentos (Fig. 1).
A enunciação de uma série de conceitos, ainda que alguns sejam algo especulativos, são
extremamente válidos, mesmo que alguns possam ser revisados, ajustados e também modificados,
com os novos aportes científicos que se façam no futuro.
A origem dos diversos tipos de sedimentos encontra-se vinculada à áreas de grandes
rios, como o Rio de La Plata (por exemplo) ou às áreas periglaciais ou glaciais. Além do mais, é
evidente que como se constata ao sul da Terra do Fogo, as condições de energia são muito mais rigorosas
que ao norte na área de Buenos Aires o que não somente é marcado pelas texturas sedimentares,
como também pelos parâmetros estatísticos e caracteristicos da modologiasubmarina.
Emery (1952), classifica os sedimentos das plataformas continentais em 5 grupos:
autígenos, organógenos, residuais, relíquias e detríticos.
No presente trabalho se utiliza a mesma classificação, dando atenção dada sua importância,
somente aos dois últimos grupos.
Os sedimentos detriticos são aqueles que atualmente ou durante o passado, se originaram
do continente, sendo também conhecidos por terrigenos.
Como se sabe, o mecanismo de transporte pode ser gelo, vento ou água. Assim, estes
sedimentos se encontram em equilíbrio ambiental com as condições de deposição da área. Um
exemplo, são os sedimentos modernos das zonas costeiras, estuários ou baias.
Grande parte desta carga fluvial é hidraulicamente trapeada nestes ambientes, que a se
continuar o processo (com nível de mar estabilizado) estariam condenados a serem colmatados, escapando
o superavit sedimentar para o mar aumentando a largura da faixa costeira, através de
feições morfológicas progradacionais (delta).
Além do que é trapeado na zona litorânea, parte do material a sobrepassa sendo captado
pelas ondas e correntes litorâneas que o distribue pela zona próximo-litoral, gerando formas geomorfológicas
variadas de acordo com a dinâmica marinha e o tipo de material sedimentar.
O material fino transportado em suspensão, devido a grande agitação da zona litorânea

220 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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1001

UR1EN, MARTlNS 221
não é depositado e somente
deriva através das correntes
começa a fazê-h>. ew. zon~:Il;lais calmas e distantes -devido também à
-onde o movimento normal orbital das ondas não chega a perturbar seu
repouso no fundo. A bioperturbação e o acunhamento com a zona arenosa favorece a criação de
diferentes tipos de texturas de transição entre a facies lamítica e arenosa.
biente
Os sedimentos
atual e suas linhas
relíquia (não modernos) são aqueles que estão em desequilíbrio ..
de união com a fonte estão normalmente rompidas.
com o am-
Eles não estão necessariamente estáticos e podem ter sido colocados em movimento e
retransportados, porém sob condições dinâmicas diferentes das do ambiente deposicional inicial,
.
sendo classificados como sedimentos palimpsest (Swiftet alii, 1971).
As areias relíquias podem ser identificadas segundo diferentes critérios ~ como por sua associação
faunística, ou florística, ou pela topografia de fundo (relíquia ou moderna) .
Além disso, os grãos de areia acham-se recobertos ou impregnados por óxido de ferro,
produto de alterações subareas repetidas (por exemplo, em praias e dunas). Em outras palavras, os
sedimentos relíquias são produtos de um prOCesso que de uma forma oude outra deixaram sinais,
tanto na associação sedimentar como na topografia e componentes orgânicos.
A história deposicional e as feições fisiográficas das plataformas e dos taludes continentais
são principalmente produtos das flutuações eustáticas resultantes dos avanços e retrocessOs
das glaciações continentais, sem descartar movimentos tectõnicos do tipo epirogênico.
Ê evidente que a morfologia presente nas plataformas e talude continentalsuperiôr é o
resultado de processos erosivos e deposicionais durante o Quaternário, e que a ruptura da plataforma
está relacionada com tais processos durante níveis
Supõe-se assim que também a plataforma
de mar mais ba,ixos. .
continental argentina,uruguaia e sul brasileira,
durante período de graciação esteve em exposição subárea e sujeita a erosão e deposição
aluvial.
Ela afetou também o perfil do talude continental superior ,já que o estoque sedimentar
sobre o bordo da plataforma (zona costeira), criou uma zona localizada de instabilidade, onde grande
quantidade de material passou desde a zona nerítica e litorânea para as profundidades oceãnicas,
em forma de deslizamentos subaquosos e correntes de turbidez como ocorre atualmente nas zonas de
plataformas suficientemente estreitas para gerar este fenômeno. '
Curray (1965), supõe um avanço tão rápido do mar Holocênico (desde aproximadamente
18.000 a.c.) ao ponto que a linha de costa migrou sobre os ambientes subaéreos (planícies costeiras e
planícies
areia .
fluviais) cobrindo-as em grande parte com sedimentos nitidamente litorâneos, ou seja com
Ê assim que, os sedimentos dos mares epicontinentais modernos enContram-se bastante
distantes de um estado de real equilíbrio comas condições ambientais presentes,.e que correspondem
a deposição dos sedimentos recentes. Em realidade uma vasta planície costeira foi inundada pelo
mar, que cobriu variadas forma de seu relêvo.
Fraye Ewing (1963), Urien e Ottmann (1971) e Urien e Ewing (1972) documentaram
mediante C14, além das facies sedimentares, texturas, estruturas e outros elementos, variações do
nível do mar a -170 m. Assim
a.c.
se fixaria a transgressão holocênica com uma idade de 15.000 anos
Boltovskoy (1973), mediante o estudo de foraminíferos determinou os limites Pleistoceno-Holoceno,
e a presença de formas de águas rasas (litorâneas) contidas nos sedimentos de testemunhos
obtidos a mais de 120 m de profundidades, confirma além do mais, importantes fenômenos
paleoclimáticos pela variação das correntes marinhas.
Isto consolidaria muitas das hipóteses e conclusões apresentadas e expostas pelos
autores neste, e em outros trabalhos referentes a influência do nível do mar na geração de diferentes
ambientes sedimentares, tanto subaéreos como subaquosos, presentes na plataforma continental e
produto das variações de nível de mar durante o Quaternário.
Lamentavelmente o numero de determinações radiométricas ainda não é suficiente para
se seguir passo a passo a subida do nível do mar e suas flutuações, para pelo menos se tentar estabelecer
uma curva de suas variações durante a transgressão holocênica.

222 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
BmLIOGRAFIA
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SUSPENDED MA TTER IN SURFACE W ATERS:
INFLUENCE OF RIVER DISCHARGE AND UP UPWELLING
K. O. EMERY*, J. D. MILLIMAN*
ABSTRACT
About 4.100 .amp1e. of su.pendsd matter w collscted by filtrat;ion of .urface ocean water. in three large J1!IIÍOII8 on the _atem
.ide. of oceans and two on theea.tem .ides. Comparison of result. show. that the non.combu.tib1e fraction (chiefiy detrital clay. aud silt.
with some si1iceou. and calcsreou. .keletaJ deori.) dominates slong the westem sides of ocean., where 1arge contributions of solid detrital asdi-
:nent are made by river. that drain much of the adjaoont continente. The combustible fraction aleo i. importent off these riv but it ia mora
importent (both ralative to the non-combustible fraction and in sb.olute termal slong the esatem .ides of oceano, wb upwelJing ia intense.
GENERAL
The distribution and nature of suspended matter in the ocean have received increasing
attention during the past decade. Largely, this reflects increasing interest amongst oceanographers
to document the character and origin of various suspended particles-both organic and inorganic forms.
In addition, many pollutants are known to traveI with the suspended load, so a knowledge of
suspended matter is recognized as offering insights into the uptake and transportation of polluting
components in the oceans.
During the same decade scientists of the Woods Role Oceanographic Institution have
made geological and geophysical investigations of the continental margins off the eastern United
States, eastern Asia, Brazil, and Western Africa. Collections of suspended matter in surface waters
obtained as adjuncts to the geophysical measurements are from larger regions than would have
been possible had the only objective been a study of suspended matter. The regions are not quite as
large as those described by Lisitzin (1972, p. 47 -66), but the samples are much more closely spaced
and the results are more consistent with those of other workers and other methods than are his
results. The data reported in this summary are from three regions on the western sidesofoceansand
two on the eastern sides (Fig. 1), and they are entirely from collections at the ocean surlace.
Studies by others have shown that subsurface concentrations of suspended matter are lower than at
the surlace. Only near the bottom do concentrations exceed those at the surlace, and most of this
material appears to be resuspended bottom sediment (Spencer and Sachs, 1970; Meade et alii, in
press). In addition, our results do not show the effects of seasonal variations ofriver discharge and
upwelling nor do they include the impact of catastrophic events such as floods or storms.
The many workers who have investigated suspended matter have used a wide variety of
analytical techiques, including light scattering or nephelometry (both in situ and in the laboratory),
grain counts by optica1 microscopy and electron microscopy, grain counts that depend upon
Contribution N° 340~ of the WHOI.
Supported by IDOE/NSF
.WHOI

226 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 1 - Areas where regional studies of suspended matter in surface waters were based on a uniform method
with results that are summarized in Figure 2 to 6.
change of electrical characteristics when partides pass between electrodes, filters, and centrifuges.
Each technique has advantages for specific purposes, but most studies have measured toa few
parameters or have been too local to allow the making of broad generalizations concerning the distribution
and composition of suspended matter within the world oceano
The Woods Hole studies were made by a single group of workers that used the same
technique, the one described by Manheim et alii (1970). Concentrations of total suspended matter
are based upon about 4,100 samples filtered from 1 to 10 liters of surface water taken with a plastic
bucket and hand line. Filtration was through tared Millipore (R) filters having 0.45-micron nominal
openings. After air drying them the filters were reweighed and the suspended matter was calculated
as mg/liter and plotted in map formo About one-third of the samples were combusted at 500° C and
each residue was weighed and plotted as the noncombustible fraction of that samples. This fraction
consists of inorganic sediment (day minerals with some silts and fine sands composed of other
minerals) brought to the ocean by streams and winds or by erosion of shores and sea floor, plus
skeletal debris of siliceous plants and animaIs (diatoms, radiolarians, and silicoflagelIates) and
some incompletely combusted calcareous debris of coccolithophorids and probably foraminiferans.
Identification and estimation of relative abundance of days, mineral grains, and skeletal debris was
attempted in nearly alI of the studies, but most attempts were unsuccessful because of the smalI
partide size. The most complete attempt was based upon vidicon imagery and scanning electron
microscopy (Honjo and Emery, in press; Honjo et alii, in press) for samples off eastem Asia, but
the method is so time consuming that it has not yet been applied to samples from the other regions.
The combustible fraction is dominant in the open ocean, but not in river mouths (Bond and Meade,
1966). It consists of the soft parts of plants and animals and to a lesser extent to their calcareous
skeletons.
Asia
WESTERN SIDES OF OCEANS
Abundant data are available for suspended matter in the surface waters of the western
Pacific Ocean between Latitudes 400N and 80S (Fig. 2). Nearshore concentrations of total suspended
matter can exceed 4 mg/liter, but farther offshore concentrations decrease rapidly. Still, the
concentrations of suspended matter exceed 0.25 mg/liter between the shore and 100 to 500 km from
shore. Greatest distances are attained in the East China Sea off the mouths of the very large H uang
-----

40.
30.
EMERY, MILLlMAN 227
100. 130.
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. .
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Fig. 2 - Suspended matter in surface walers off eastern Asia. From Wageman et alii (1970) -- 390 samples in
northern area; Parke et alii (\ 971) and Emery et alii (\972) -- 710 samples in southern area. In this and
subsequent figures the continuous tine denotes the position of the 0.25 mg/liter contour of total
suspended matter; areas oceanward of the tine contain lowcr concentrations that local\y are indicated by
less-than signs. Hatching denotes areas where more than 50 per cent of the total suspended matter is
non-combustible at 5000 C - - mostly detrital silts and cIays from the land and siliceous skelctal debris.
Ho and Yangtze rivers, and in the South China Sea off the Chao Phraya and Mekong rivers.
Smaller horizontal extents occur off islands, including even the large islands of Japan, Taiwan, and
Borneo. In the open ocean, concentrations generally are less than 0.05 mg/liter.
In some nearshore areas the non-cosbustible matter reaches 90 per cent of the total suspended
matter, but offshore it generally is less than 10 per cento Non-combustibles constitute more
than 50 per cent of the total suspended matter mainly in the sarne areas where the latter occurs in
the widest belts and to a lesser extent along the coasts of the islands (Fig. 2). Vidicon and scanning
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- --- ------------------- -------
228 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 3 - Suspended matter of part of eastem North Anterica. From Manhein et ali; (1970; 1972) -- 800 samples.
Symbols as for FiJmre 2.
microscopy show that the coarsest grains of the noncombustible fraction consist of skeletal debris,
primarily siliceous diatoms and silicoflagellates in the north and calcareous coccolithophorids in the
south. Trace amouts of radiolarians and foraminiferal fragments also occur in these areas (Honjo et
alU, in press). Intermediate in abundance are grains of clay minerals that appear to be most abundant
in nearshore areas. Presumably, most of them settle by flocculation or by fecalpelletization
before reaching far from shore. Least abundant are detrital minerals of silt and sand size. Curiously,
grain size analyses by vidicon screen, light pencil, and computer show that the median diameter of
these detrital mineraIs increases oceanward, as though the smaller grains tend to be deposited with
the clays.
Eastem United States
Studies of suspended matter in surface waters for this program began off the eastern
United States, between Latitudes 25° and 42° N (Manheim et alii, 1970). Perhaps as a result, the
data are less complete than in areas that were studied subsequently. As shown in Figure 3, the belt
of total suspended matter exceeding 0.25 mg/liter is very narrow (about 50 km) off most of the eastem
United States and less than 200 km off southern United States. The non-combustible components
constitute more than half the total within most of the area inshore of the 0.25 mg/liter contour
of total suspended matter. Terrigenous grains are particularly dominant in the estuaries along
the eastern seaboard (for example, see Nichols and Thompson, 1973).

Brazil
EMERY, MILLlMAN 229
The third area where suspended matter was studied in surface waters along the west
side of an ocean is Brazil, between Latitudes 50 N and 350 S (Fig. 4). The widest belt of concentration
greater than 0.25 mg/liter for total suspended matter occurs off the Amazon River, where it
can reach more than 200 km offshore during rainy seasons. Within the river mouth itself, concentrations
exceed 100 mg/liter, but they decrease sharply offshore so that at 75 km from shore concentrations
generally are less than 1 mg/liter. Farther south, concentrations exceeding 0.25
mg/liter occupy a coastal belt about 50 km wide. Only at the extreme south, near the northern influence
of the La Plata River, do relatively high concentrations reach farther offshore. Noncombustible
matter comprising more than 50 per cent of the total is mostly restricted to the inner
half of the same belt. Examination of samples off the Amazon River indicated that clay minerals
dominate the non-combustible matter in waters having salinities less than 5 0/00, and skeletal
debris dominates at higher salinities. Presumably, tms means that clay and silt grains are deposited
as the river water initially mixes with ocean water, and that abundant plankton utilize the
river-borne nutrients following reduction of the turbidity. Farther seaward, after the nutrients are
exhausted, the surviving clays and silts again dominate but occur in very low concentrations; organic
grains are represented primarily by coccoliths.
Fig.4 - Suspended rnatter orr part or eastern South America. From Barretto and Summerhaye~ (in press),
Milliman and Santana (in preparation), Milliman et alii (in press), and Summerhayes et alii (in press)
-- 600 samples.
EASTERN SIDES OF OCEANS
Suspended matter in surface waters was investigated off Africa in the eastern North
Atlantic Ocean between the equador and Latitude 400N. The results (Fig. 5) are very different from
those obtained along the western sides of oceans. The belt of total suspended matter in excess of
0.25 mg/liter is 100 to 500 km wide off a short segment of coast between Latitudes 100 and 240 N.
EIsewhere, the belt is narrower than 50 km, andwas not detected by shipboard observations along
most of the east-west-trending coast between Latitudes 40 and 70 N. Non-combustible matter
present in concentrations of more than 50 per cent of the total occurred only near the rnouth of the
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230 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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Fig. 5 - Suspended matter off northwestern Africa. From Emery et aUi (1974) --850 samples.
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Fig.6 - Suspended matter off southwestern Africa. From Emery et aUi (1973) --650 samples.
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60.
EMERY, MILLlMAN 231
Niger-Benue rivers (Fig. 5). This distribution pattem of low concentrations of non-combustible
fraction (or high concentration of the combustible fraction) was verified by low concentrations of
chlorophyll and counts of phytoplankton in surlace waters (Emery et alii in press). Somewhat
higher concentrations of total suspended matter and of the non-combustible fraction was found off
the Niger-Benue rivers by Bomhold et alii, (1973) who collected samples during the season of
flooding rivers. There is no evidence in Figure 5 of the deposition of wind-blown dust in the ocean
off northwestem Africa; evidently, the dust that is deposited is obscured by the growth of phytoplankton.
This is despite the fact that 1973 was a year of very great wind erosion and transportation
in northem Africa (Wade, 1974).
Rather similar results are shown in Figure 6 for the ocean off southem Africa (between
the equator and 40° S). Total suspended matter exceeds 0.25 mg/liter in a belt 100 to 600 km wide
between, Latitudes 10° and 33° S. EIsewhere, the belt generally is narrow except off the mouth of
the Congo River. The non-combustible fraction exceeds 50 per cent of the total only in a small area
off the mouth of the Congo River and the Swakob River.
COMPARISON WITH RIVER DISCHARGE AND UPWELLlNG
The distribution of high concentrations of total suspended matter and of its noncombustible
fraction appears to be related to the distribution of large rivers with their discharge to
the ocean of both detrital sediment and dissolved nutrients, and to the distribution of major of
coastal upwelling. A test of this belief was sought through compilation of solid and dissolved loads
discharged to the ocean by major rivers combined with the outlining of major areas of upwelling
along the coasts and divergence in the open ocean (Fig. 7 and 8). An error in the tonnages, of cour-
Fig. 7 - Watersheds on land and areas of upwelling in the oceano Watersheds draining into diferent ocean are
denoted by lined patterns oriented in the general direction of drainage, with coarseness of hatching
rough1y proportional to the sediment discharge ofthe watershed that reaches the oceano Dotted pattern
shows areas where discharge does not reach the oceano Numbers indicate the average annual number of
million metric tons of sediment that is discharge to the ocean by major rivers in each watershed. Data
are from Gibbs (1967), Holeman (1968), Lisitzin (1972, p. 37), NEDECO (1959), Heezen et aUi (1964),
Strahkov (1967, p. 16), and Urien (1972); discrepancies were resolved in favor of the worker most c10sely
associated with a given river. The wavy pattern in the ocean shows the chief regions of upwelling along
the coast and of divergence in the open ocean (modified from Emery, 1963).
se, is introduced by the use of data from only major rivers, but small streams are undocumented
and are believed to berelatively insignificant.
Discharge of solid suspended sediment to the ocean by the major rivers totaIs about
8,010 million tons (Fig. 7) with the bulk (73 per cent) derived from eastem and southem Asia. More
than half the contribution from North America goes to the Gulf of Mexico, and most of that from
...
,'~
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232 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 8 - Same as Figure 7 except that the numbers indicate the 8Yerage annual millions of tons of dissolved salts
carried to the ocean by rivers in each watershed. Data are from Livingstone (1963) and Leifeste (1974).
South America is to the northeastem coast. The contrast for North America is even greater when
we consider that the 261 million tons that is indicated as reaching the west coast includes 135
million tons that presently is trapped in Lake Meade and that in any event could scarcely escape the
Gulf of Califomia to reach the open oceano Similarly, the Mediterranean Sea is shown on Figure 7 as
receiving 322 million tons of solid sediment from Europe and Africa, including 111 million tons
carried by the Nile River most of which now is trapped in Lake Nasser; probably none of the solid
sediment that reaches the Mediterranean Sea from any source escapes to the eastem Atlantic
Ocean. Thus, most of the river-borne detrital sediment of Eurasia, North America, and South
America is discharged to the westem sides of adjacent oceans, mainly because of the distribution of
mountain ranges on the continents that affects both rainfall and tiver courser. Africa is an exception
because most of its detrital sediment reaches the west coast (the eastem side of the Atlantic
Ocean) , but its contribution is much smaller than that of the other continents.
Marine erosion of the 370,000 km of coasts of the world (Albers et aUi 1973, p. 125, plus
Antarctica is concentrated upon the estimated 50,000 km ofcliffedcoasts (Hayden etalii, 1973, p.
35), the actively eroded part of which can scarcely exceed an average of 10 m height. If these coasts
retreat an average of 5 em per year (high for rocky cliffs, low for ones composed of alluvium or
glacial till), the annual product of seacliff erosin must be only about 5 million tons. This is only 0.04
per cent of the detrital sediment contributed to the ocean by river erosin of the huge subaerial expanse
of the lands of the world (Table 1).
At present, most sediment from rivers and seacliffs does not traveI far into the marine
environment. Coasts having deeply embayed estuaries, such as the eastem United States, trap
most of the sediment before it reaches the ocean; in fact, there may be actually a net transport of
shelf sediment into estuaries, rather than estuarine sediments onto shelves (Pevear and Pilkey,
1966; Meade, 1972). Even off major rivers, such as the Amazon and Mississippi, sediment that does
reach the ocean settles from the surface waters long before the water reaches the middle shelf. Thus,
while fluvial sediment does account for the vast portion of suspended matter introduced to the
oceans, it appears to be concentrated mainly near land primarily along the westem sides of oceans;
only during major catastrophes, such as storrns or floods, does much sediment escape the nearshore
area.
Contribution of wind-blown dust to the ocean probably is far greater than the contribution
of debris from seacliff erosin. The chief source areas for dust appear to benorthem Africa and
northeastem Asia. Dust from northem Africa has long been noted aboard ships that traversed the
eastem Atlantic Ocean, and measurements of dust concentrations from aircraft suggest that 25 to
37 million tons of dust fromnorthem Africa each year reach the longitude of Barbados on the op-

EMERY, MILLlMAN 233
TABLE 1
Sources of quantities of suspended matter introduced to
the ocean, and their main areas of importance
in the surface waters
Source
Quantity
106 metric tons/year
Area of greatest concentration
Major rivers 8,01 O (solids) Near the shore on western
sides fo oceans
Seacliff erosion 3,830 (dissolved)
Wind
Plankton
»40
133,000*
Very near the shore off cliffs
Leeward of large deserts
Open ocean, particularly
along the eastern sides;
offlarge rivers
*Most of this is recycled and represents no addition to the bottom
sediments
posite side of the Atlantic (Prospero and Carlson, 1972). A much greater tonnage must be deposited
on the ocean surface en route (Radczewski, 1939), and in fact Rona (1971) suggested that much of
the bottom topography off northwestem Africa is due to the dust. Possibly an even greater influen.
ce of eolian dust occurs in the North Pacific Ocean, where Rex and Goldberg (1958) identified sediment
from the Gobi Desert.
The contribution of dissolved salts carried to the ocean by major rivers was computed
(Fig. 8; Table 1) for the same watersheds used for solid detrital suspended sedimento The total discharge
of 3,830 million tons is about half that of the solid fraction and its distribution pattern is
rather different. In fact, the character of dissolved versus solid discharge of rivers almost guarantees
a different pattem, as many small rivers that drain desert regions contain much dissolved but
little solid load; nevertheless, some rivers that contain low concentrations of dissolved load are so
large that they still discharge more dissolved load than do the small rivers. Inspection of Figure 8
shows a larger discharge of dissolved than of solid load from the eastem or southem sides of Asia,
North America, and South America, with the converse for Africa. Perhaps more significant, however,
is the ratio of solid to dissolved contributions by the rivers. Most watersheds that are within
low latitudes have a ratio of 1.5 to 3.0, whereas those at high latitudes have aratio ofless than 0.5.
This difference was unexpected in view of the greater rate of chemical weathering at low than at
high latitudes, but it may reflect the low gradients ofmany high.latitude rivers.
The dissolved salts needed for plant growth in the ocean also are brought to the photosynthetic
zone by the ocean through upwelling and other vertical movements such as divergence between
surface currents and mixing by waves. Moreover, the growth of phytoplankton is followed by
death, sinking, and decomposition, so that several growth cycles occur each year. Thus a measure
of the ocean's ability to renew the dissolved salts is provided by estimates of phytoplankton pro.
ductivity. The generally accepted figure for annual fixation of carbon by phytoplankton in the wQrlocean
is 30,00 million metric tons (Bogorov, 1971; Emery, 1963; Koblentz.Mishke et alii, 1970),
correspondig with a total weight of about 115,000 million tons of dry plankton. The figure for growth
of zooplankton is about 18,000 million tons dry weight according to Bogorov (1971). Both together
total 133 ,000 million tons annually, far greater than the 8. O10 million tons of solid detritial sediments
and the 3,900 million tons of dissolved salts annually contributed to the ocean by rivers from the land.
The organic fraction of the suspended matter collected in the filter samples (Fig. 2-6), however, is a
function of the standing crop of plankton rather than their productivity. If the estimates for annual
productivity are converted to standing crops and combined, they are reduced to about 1,080 million
tons owing to the short life spans of the plankton organisms. A comparable figure for detrital sediment
remaining in suspendsion in the ocean is unknown; it could beeither smaller or larger depending
upon the time for the grains to settle to the bottom, rather than be decomposed as is typical for oro
ganic debris.
Comparison of Figures 7 and 8 with the data of Figures 2 to 6, reveal a general correlation
of the total suspended matter with river discharge of solid and dissolved materiaIs along the

~- ,------
234 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
western sides of oceans and with ocean upwelling along the eastern sides. The correlation of percentage
non-combustible matter in surface waters with the discharge of solid sediment by rivers is even
better, as both are large along the western sides of oceans and both are small along the eastern
sides. In short, the dominant generalization is that rivers exert the major control of the nature of
suspended matter on the western sides of oceans and upwelling is the major influence on the eastern
sides. Local deviations are caused by such factors as the presence along most of the United States
coast of estuaries and lagoons that serve as traps for river-contributed materiaIs. In contrast to
detrital sediment that is contributed by rivers and seacliff erosion, most of which is concentrated in
a nearshore belt, the sediment carried by wind reaches distant parts of the open oceano
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EMERY, MILLlMAN 235
PARKE JR., M. L.; EMERY, K. O.; SZIMANKIEWICZ, R.; REYNOLDS,L. M. -1971- Structural fram_orl

COR DOS SEDIMENTOS SUPERFICIAIS
DA PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
MARCIO PAULO DE A TAIDE COSTA *
ABSTRACT
As a contribution to the evaluation of submerge

238 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
ÁREA DE ESTUDO
A área de amostragem ficou compreendiada entre os paralelos de 5 o N e 340 S e os
meridianos de 340 a 520 W. (Fig. 1). Como referências geográficas tivemos: como limite norte o Rio
Oiapoque; como limite sul o Arroio Chuí; como limite leste a isóbata de 200 m; como limite oeste a
isóbata de 10 m.
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Metodologia de Bordo
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MAI'III DE SITUAÇÃO DA
ÁREA DE AMDSTIIAGEM
METODOLOGIA EMPREGADA NO ESTUDO
Todas as amostras utilizadas para os registros de cor, foram coletadas com o amostrador
Phipps Underway, modüicado por Ellis (1973). As cores foram observadas até 5 mino após a
chegada das amostra ao convés do navio.
A escala comparativa de cor foi a de Munsell (Munsell Color-Co., 1929 - 63), sendo as
cores tomadas com as amostras ainda úmidas e, na medida do possível, pelos mesmos observadores.
Não se considerou a película superficial característica da interface água/sedimento.
Desenvolvimento do Estudo
Observou-se um total de 66 diferentes colorações, reunidas em 10 grupos principais: A,
B, C, D, E, F, G, H, I e J (Tab. 1). O agrupamento buscou atender as seguintes necessidades:
caráter de amostragem, condicionando a variação das cores a pàdróes regionais de interpretação;
caráter regional dos resultados sedimentológicos e morfológicos comparativos; tentativa de sistematização
de uso de grandes grupos de cores em trabalhos regionais; possibilidade de comparação
com resultados regionais similares, em outras plataformas continentais do mundo.
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COSTA
TABELA 1
Cores dos sedimentos da plataforma continental do Brasil
GRUPOS PRINCIPAIS CORES DE CADA GRUPO
REUNIDOS (Código de Cores da NOMES DAS CORES
(Símbolos) Tabela MunseU)
A 5yr4/4, 5yr3/4, 5yr6/4 e Marron Claro (Light Brown)
5yr5/4
B 10yr4/2, 10r3/4, 5r4 e Marron Amarelado Escuro
10r4/6
(Dusky Yellowish Brown)
C 10yr5/4, 10yr6/4, 10yr4/4, Amarelo Ocre (YeUow Ochre)
10yr7/4, 10yr8/6, 10yr6/6,
10yr7/6
D 10yr6/2, lOyr8/2, 5yr5/2,
5yr6/2, 10r5/2, 5r4/2, 10y- Marron Amarelado Pálido
r5/2, 5yr3/2, 10yr7/2, (Pale YeUowish Brown)
10yr3/2 e 10yr4/2
E 5y4/1, 5gy4/1, 5gy6/1, Cinza Esverdeado
5g4/1 e 5g6/1 (Greenish Gray)
F 5y5/6, 5y5/4, 5y4/4, Amarelo Escuro
5y6/~, 5y7/4 e 5y6/6 (Dusky Yellow)
G 5y4/2, 5y5/2, 10y4/2, Oliva Pálido a Oliva
10y6/2, N8, N5, N6, N7, Acinzentado (Pale Olive
5y6/1, 10y8/2, 5yr7/2, to Grayish Olive)
5y8/4, 5y8/1 e 5r8/2
H 10y5/4, 5gy5/2 e 10y6/4 Oliva Claro (Light Olive)
I 5y3/2, e 5gy3/2 Preto Esverdeado
(Greenish Black)
J 5r4/6, 5r2/6, 5r3/4, Vermelho Escuro
5r4/4 e 5r5/4
(Dusky Red)
A seguir foi realizado o mapeamento regional dos grupos principais de cores. Para a fase
de interpretação, dividiu-se a plataforma em 4 grandes áreas com sedimentações caracteristicamente
distintas: áreas Norte, da foz do Rio Oiapoque até a foz do Rio Pará; área Norte/Nordeste, da foz
do Rio Pará até a foz do Rio Parnaíba; área Nordeste/Leste, da foz do Rio Parnaíba até a foz do Rio
Paraíba do Sul; área Sul, da foz do Rio Paraíba do Sul até o Arroio Chuí.
Realizou-se um confronto, por área, das cores mapeadas com a profundidade de coleta,
grupos texturais e composições principais. O confronto foi efetuado através de gráficos utilizando as
amostras coletadas em cada área dividida na plataforma continental.
Comparou-se os resultados expressos pelos gráficos com dados mais detalhados de
trabalhos de morfologia, sedimentologia e geo química , desenvolvidos anteriormente por vários
autores.
DISTRIBUIÇÃO REGIONAL DOS GRUPOS DE CORES
As áreas acima divididas, apresentaram os seguintes padrões de distribuição dos grupos
de cores (convenções):
Área Norte (Fig. 2 e 3) - Aplataforma interna ficou caracterizada pela ocorrência do
grupo D (marron amarelado pálido), ao largo de desembocadura do Rio Amazonas. Para noroeste
destacou-se o grupo G (oliva-pálido a otiva acinzentado), ocorrendo localmente os grupos C
(amarelo ocre) e I (preto esverdeado).
239

240 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CONVENÇÕES
A - MARRON CLARO (LIGHT BROWN)
B - MARRON AMARELADO ESCURO (DUSKY YELLOWISH BROWN)
C - AMARELO OCRE (YELLOW OCHRE)
D - MARRON AMARELADO PÁLIDO (DUSKY YELLOWISH BROWN)
E - CINZA ESVERDEADO (GREENISH GRA Y)
F - AMARELO ESCURO (DUSKY YELLOW)
G - OLIVA PÁLIDO-OLIVA ACIZENTADO (PALE OLIVE-GRAYISH)
H - OLIVA CLARO ( LIGHT OLIVE)
I - PRETO ESVERDEADO (GREENISH BLACK)
J - VERMELHO ESCURO (DARK RED)
Na plataforma média a ocorrência foi mais variada. Tivemos distribuídos os grupos D,
G, F (amarelo escuro), E (cinza esverdeado), Ie C.
Na plataforma externa destacaram-se os grupos C, D e F.
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242 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Área Norte/Nordeste (Figo 2 e 3) - Caracterizou-se pela ampla ocorrência do grupo Go
Somente de modo muito local constatou-se a presença dos grupos H (oliva claro), B (marrom
amarelado escuro), F, C, D, e Fo Entretanto, já a partir da Baía de So Marcos para sudeste, houve
uma tendência a mudança do padrão da área para os grupos F e Co
Área Nordeste/Leste (Figo 3,4,5 e 6) - O Grupo de cor predominante em grande parte
dessa área foi também o G. Entretanto em alguns trechos houve substituição quase total pelos
grupos C, B e A (marron claro). Na plataforma interna, na região de descarga de grandes rios, os
grupos D, I e E se fizeram presentes. Foi também marcante a ocorrência dos grupos J (vermelho escuro)
eD, no trecho compreendido entre os rios Jequitinhonha e Doce.
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244 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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posicional, situada entre as cotas batimétricas de Oe 30 m. De 30 a 60 m os grupos a, D I e E associaram-se
a uma acentuação brusca do gradiente da plataforma, formando um pequeno talude. De
70 a 90 m os grupos a, c, F e D associaram-se a uma superfície média a externa, erosional, situada
entre 70 e 85 m e apresentando denso ravinamento. De 90 m em diante predominou o grupo C, em
associação a uma superfície externa, recortada por feições erosivas tais como: vales Orange, Maracá
e Saldanha; canais Cassiporé, Amapá e Maracá; canyons Pará e Amazonas.,
Área Norte/Nordeste - As relações Cores/Profundidades (Fig. 10eTab. 1), comparadas
com as feições morfológicas descritas por Zembruscki et alü (1971 e 1972)mostraram predominância
do grupo a, da costa até cerca de 70 m de profundidade, em associação com cristas de areias (tidal
currents ridges) e ondas de areias (sand waues), ao longo do litoral doEstadodo Pará. Ao largo do
Maranhão, em quase toda a plataforma, uma superfície de relevo quase plano relacionou-se aos
grupos F, C e a. Na parte externa da plataforma de toda essa área, algumas feições erosivas como
os vales São Luis, Maranhão e Pamaíba, relacionaram-se aos grupos C e D.
Área Nordeste/Leste - As relações Cores/Profundidades (Fig. 11 e Tab. 1), comparadas
com as feições morfológicaB deBCritl15por ZembrUBcki et alii (1972), mo~trl'nun que
da costa até cerca de 50 m de profundidade, predominaram os grupos a e C. O grupo a associou-se
a trechos de relevo quase plano. enquanto o grupo C associou-se a relevo de recifes
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246 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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PROJETO REMAC
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PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ÁREA NORTE -QA FOZ DO RIO 01APOQUE À FOZ DO RIO AMAZONAS
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OBSERVAÇÃO I O ,,",boto AJI ,.pr8IIfIIa ocorrenda nIo qU8Wtlflcóv81 do pupo de cor.
posições dos sedimentos. Os grupos Texturais principais descritos por Costa e Vicalvi(1973) são
basicamente: lama, lama-arenosa, areia-Iamosa, areia, areia-cascalhosa, cascalho-arenoso e cascalho.
As composições principais, descritas pelos mesmos autores acima, são: quartzo, minerais de
sedimentos terrigenos finos, biodetritos calcários, nódulos de algas calcária, sedimentos calcários
algais finos e minerais pesados.
Área Norte - Entre os estudos detalhados de sedimentos dessa área, destacaram-se os
de Mabesoone e Coutinho (1970), Zembruscki et alii (1972), Pomerancblum e Costa (1972), Figueiredo
Jr. et alii (1972), Santos (1972), Martins et alii (1972) e Millimanet alii (1972). As relações
geraisCores/GruposTexturais (Fig. 13 e Tab. 1) e Core/Composições dos Sedimentos (Fig. 14 e Tab.
1), mostraram as seguintes associações com os resultados chegados pelos autores acima:
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247

248 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ÁREA NORTE/NOROESTE-OA FOZ 00 RIO AMAZONAS À FOZ 00 RIO PARNAíBA
RELAÇÕES CORES DOS SEDIMENTOS SUPERFlCIAlSIPROFUNDIDADES
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PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ÁREA NORDESTE/LESTE- DA FOZ DO RIO PAIINAI8A À FOZ DO RIO PARNAI8A DO SUL
RELAÇÕES CORES DOS SEDIMENTOS SUPERFICIAIS I PROFUNDIDADES
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trecho.
Esses sedimentos associaram-se ao grupo G e localmente ao grupo 1.
_ na plataforma média a externa, a textura predominante é de areia fina a grossa. Localmente destacam-se
cascalhos de composição carbonática. As areias são compostas principalmente de quartzo
com razoável teor de feldspatos e, por vezes, glauconita. É freqüente a ocorrência de biodetritos cal.
cários e minerais pesados. As areias são capeadas por óxido de ferro, com baixo teor relativo em
matéria orgânica e alto teor relativo em carbonato.
E$$es sedimentos associaram-se aos grupos C, F, D e G.
_ os sedimentos de transição entre as lamas de plataforma interna e as areias de plataforma média
externa, são caracterizados por uma mistura dessas duas litologias.
Esses sedimentos associaram-se aos grupos I, E, G eD.
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Área Norte/Nordeste - Entre os estudos detalhados de sedimentos dessa área, destacaram-se
os de Kempf et alii (1968), Mabesoone e Coutinho (1970), Zembruscki et alii (1971),
Pomerancblum e Costa (1972) e Millman et alii (1972). As relações gerais Cores/Grupos Texturais
(Fig. 15 e Tab. 1) e Cores/Composições dos Sedimentos (Fig. 16 e Tab. 1), mostraram as seguintes
associações com os resultados chegados pelos autores acima:
- nas plataformas interna e média, predomina o grupo textural areia (com granulação fina e média).
Quartzo é o componente principal, sendo raros os feldspatos, glauconita e minerais pesados (exceção
da região ao largo da foz do Rio Paranaíba, onde a concentração de pesados aumenta). Os
grãos de quartzo são subangulares a subarredondados e apresentam-se sem capeamento de óxido de
ferro.
Esses sedimentos relacionaram-se ao grupo G, entre a foz do Rio Pará e a Baía de São Marcos e aos
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PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ÁREA NORTE - OA FOZ 00 RIO OIAPOOUE À FOZ 00 RIO AMAZONAS
RELAÇÕES CORESlGRUPOS TEXTURAIS DOS SEDIMENTOS SUPERFICIAIS
FIG.13
GRUPOS TEXTURAIS
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grupos F, C e G, entre a Baía de São Marcos e a foz do Rio Parnaíba.
- na plataforma externa predominam cascalhos e areias calcárias (principalmente de algas) e nódulos
algais de tamanho variável.
Esses sedimentos associaram-se ao grupo G.
Área Nordeste/Leste - Entre os estudos detalhados de sedimentos dessa área, destacaram-se
os de Mabesoone e Coutinho (1970) e Kempf (1972). As relações gerais Cores/Grupos
Texturais (Fig. 18 e Tab. 1) e Cores/Composições dos Sedimentos (Fig. 18 e Tab. 1) mostraram as
seguintes associa.ções com os resultados chegados pelos autores acima:
_
as lamas de composição terrígena, restritas à desembocadura dos grandes rios, associaram-se aos
grupos D e 1.
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252 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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_ as areias quartzosas e quatzosas com biodetritos calcários, associaram-se principalmente ao
grupo G e secundariamente aos grupos F, D, B, A, E e C.
. as lamas de composição calcária associaram-se ao grupo G.
_ as areias e cascalhos calcários, de plataforma externa, associaram-se aos grupos G e C. Secundariamente
associaram-se aos grupos D, A, F e B.
as algas calcârias, ,sob forma de nódulos,associaram-se aos grupos J (quando frescas) e G.
Ãrea Sul _ Entre os estudos detalhados de sedimentos dessa área, destacaram-se os de
Martin§..'Qrien e Eichler (1967), Martins e Urien (1969) e Kowsmann (1973). As reh!çóes geqüs
Cores/Grupos Texturais (Fig. 19 e Tab. 1) e Cores/Composições dos Sedimentos (Fig. 20 e Tab. 1),
mostraram as seguintes associações com os resultados chegados pelos autores acima:
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PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ÁREA NORTE/NORDESTE - DA FOZ DO RIO AMAZONAS À FOZ DO RIO PARNAIBA
RELAÇÕES CORESIURUPOS TEXTURAIS DOS SEDIMENTOS SUPERFICIAIS
FIG.15
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254 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ÁREA NORDESTE/LESTE-DA FOZ DO RIO PARNAIBA À FOZ DO RIO PARAI8A DO SUL
RELAÇÕES CORES/GRUPOS TEXTURAlS DOS SEDIMENTOS SUPERFICIAIS
FIG.17
GRUPOS TEXTURAIS
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relevo, sugerindo um modelado erosional relicto, originário de um antigo sistema de drenagem
fluvial. Os canyons, vales e canais recortados na plataforma externa, sugerem um modelado erosional
relicto, associado ao complexo do canyon Amazonas.
A característica comum entre os sedimentos associados aos dois modelados de origem
fluvial, é o forte capeamento dos grãos por óxido de ferro. Essa pigmentação é a principal responsável
pela coloração amarelada predominante na área. Provavelmente esse caráter oxidante é mais
um reflexo das condições das áreas fontes (proveniências), do que modificações impostas pelas condições
ambientais de deposição.
Como duas exceções ao exposto acima, tem-se a zona mais externa da região lamosa (entre
a foz do Rio Amazonas e o Cabo Orange) e a zona do talude deposicional. Nessas duas regiões
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PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ARE A SUL - DA FOZ DO RIO PARAIBA DO SUL A FOZ DO ARROIO CHlIl
RELAÇÕES CORESlGRUPOS TEXTURAIS DOS SEDIMENTOS SUPERFICIAIS
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GRUPOS TEXTURAIS
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258 ANAIS DO XXVI11 CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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nota-se a influência ambienta! de processos redutores, embora a composição detrítica seja bem
semelhante à das áreas de caráter oxidante. A coloração é oliva-pálida a oliva-acinzentada e, localmente,
preta-esverdeada. Na primeira região tem-se, como indícios de condições propícias a atividades
redutoras, as seguintes evidências: ocorrência de pirita como um dos componentes minerais
autigênicos; predomínio da fração argilosa nas lamas; estado de maior compactação dos sedimentos.
Na segunda região tem-se a grande razão de sedimentação nafrentedeprogradaçãodeltaica,
atestada pelo desenvolvimento de camadas de foresets (Zembruscki et alii, 1971) (Figueiredo Jr. et
alii, 1972).
Na Área Norte/Nordeste, na plataforma interna e na média, as feições morfológicas
como cristas e ondas de areias, que se desenvolvem da foz do Rio Pará até a Baía de São Marcos,
sugerem um modelado relicto atualmente não deposicional e sofrendo retrabalhamento. Entre a
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COSTA 259
Baía de S. Marcos e a foz do Rio Parnaíba, também nas plataformas interna e média, o relevo é
quase plano, sugerindo um modelado relicto não deposicional. Na plataforma externa de toda a área
a topografia é plana, condicionada por acreção calcária moderna e sugerindo um modelado deposicional
atual, sofrendo retrabalhamento. Esse relevo suave da plataforma externa é localmente
recortado por vales, sugerindo modelados erosionais relictos.
Entre a foz do Rio Pará e a Baía de São Marcos, a caracteristica comum entre os sedimentos
calcários atuais e quartzosos relictos (associados aos modelados deposicional e não deposicional,
respectivamente) é a neutralidade da cor (oliva-pálida a oliva-acinzentada). Essa coloração
caracteriza um equilíbrio entre os processos oxidantes e redutores. Os sedimentos de acreção calcária
adquirem cor neutra inerente ao próprio ambiente marinho em que vêm se depositando. Os
quartzosos mantêm uma tonalidade neutra, devido a sua composição detritica (Proveniência)
uniforme, sendo relictos de ambientes Pleistocênicos/Holocênicos de alta energia e com fraca contribuição
terrígena.
Entre a Baía de S. Marcos e a foz do Rio Parnaíba, a característica dos sedimentos quartzosos
e localmente dos calcários, é a influência relativamente alta de material ferruginoso. Essa é a
principal responsável pela cor amarelada da referida região. Devido ao pouco aporte atual de terrígenos,
acredita-se que esse aspecto oxidante deva-se à proviniência dos detritos, sob unfluência
mais atuante da drenagem continental (principalmente do Rio Parnaíba), durante e após a última
estadia de mar mais baixo.
Na Área Nordeste/Leste é extrema a complexidade das cores mapeadas. A ausência de
estudos mais detalhados dos parâmetros petrográficos sedimentares e das feições morfológicas, torna
bastante especulativa qualquer tentativa de relacionamento Cores/Condições de Deposição.
Deve-se ressaltar que as lamas terrígenas atuais, drenadas por grandes descargas
fluviais e de ocorrência restrita e local, apresentam colorações ora amareladas, ora escuras. Essa
variação parece ser função do confronto Proveniência/Condições de Deposição. Nas áreas de calcários,
quando ao largo de trechos do litoral com forte drenagem fluvial, as cores predominantes são
amareladas. Ao largo de trechos com fraca contribuição terrígena atual, os calcários têm cores olivapálida
a oliva-acinzentada e arroxeada, evidenciando algas vivas e frescas (Kempf, 1970). As areias
quartzosas de plataforma interna apresentam coloração amarelada, mesmo ao largo de áreas com
fraca drenagem atual.
Na Área Sul a topografia se caracteriza pela suavidade do relevo. Entre os cabos Frio e
Santa Marta a plataforma é recortada por vales de pequenas amplitudes, Entre o cabo de Santa
Marta e o Arroio Chuí, ocorrem depressões rasas e alongadas, dispostas paralelamente à linha da costa.
Em toda a área a topografia sugere um modelado relicto não deposicional.
A característica comum entre os sedimentos é a disposição longitudinal de lamas terrígenas
de caráter redutor (cor preto-esverdeada), encaixadas entre areias quartzosas e biodetríticoquatzosas
de caráter neutro (coroliva-pálidaaoliva-acinzentada). Condições ambientais de deposição
propícias àpreservação de matéria orgânica, parecem as responsáveis pelo caráter redutor das
lamas. Essa ocorrência é anômala em relação ao ambiente marinho atual na plataforma. A nertralidade
das cores dos sedimentos quartzosos e biodetrítico-quartzosos parece ser função da composição
(Proveniência).
CONCLUSOES
- Observou-se um total de 66 cores diferentes, nos sedimentos da plataforma continental
brasileira. Os grupos de cores diagnósticos dos processos de coloração foram: A (marrom claro),
B (marrom amarelado), C (amarelo ocre) , D (marrom amarelado pálido), F (amarelo escuro), G
(oliva pálido aoliva acinzentado), J (vermelho escuro), H (oliva claro), E (cinza esverdeado) e I
(preto esverdeado).
_ Os grupos A, B, C, De F, de tonalidades amareladas, caracterizam colorações oxidantes.
Os grupos E e I, de tonalidades escuras, colorações redutoras. Os grupos G, H e J colorações
neutras (intermediárias).
_ Os sedimentos terrígenos atuais, geralmemte de origem fluvial, restritos a áreas de
desembocadura de grandes rios e associados a feições morfológicas deposicionaís, apresentaram-se
ora com colorações oxidantes, ora com colorações mais redutoras. As cores oxidantes aparentemente
são mais um reflexo das condições prevalecentes nas áreas fontes, do que das condições ambien-

260 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
tais de deposição. Nesse caso a carga detrítica, rica em material ferruginoso, foi a princiJ?al responsável
pela tonalidade amarelada. As cores redutoras são um reflexo das condições ambientais de
sedimentação, propícias à preservação de matéria orgânica. Nesse caso a decomposição incompleta e
a concentração de material organogênico, em condições anaeróbicas, foram as responsáveis pela
tonalidade escura.
- Os sedimentos terrigenos finos, em quase toda a transição entre as areias de plataforma
externa e lamas de plataforma interna, da área Norte, mantiveram tonalidades de redutoras a
neutras, caracterizando uma anomalia dentro do padrão oxidante da área.
- Os sedimentos terrígenos finos, da área Sul, apresentaram-se com coloração escura,
redutora, sendo um padrão de cor anômalo em relação ao ambiente marinho atual. Como esses
sedimentos desenvolvem-se na plataforma média a externa e livres de contribuição terrigenas
atuais, acredita-se serem relictos de um ambiente costeiro de condições anaeróbicas. Kowsmann
(1973) atribuiu uma origem provavelmente lagunar para as lamas escuras da plataforma média a
externa, ao largo do litoral do Rio Grande do Sul.
- Os sedimentos terrigenos arenosos, associados a feições morfológicas erosionais e não
deposicionais, apresentaram-se com colorações oxidantes (anômalas) e neutras. Devido ao escasso
aporte atual de sedimentos terrigenos arenosos na plataforma, acredita-se serem de ocorrência relicta.
A diferenciação em tonalidades oxidantes e neutras, foi função do conteúdo de material ferrugi-
DOSOnas áreas fonte de suprimento. Os sedimentos oxidantes apresentaram um alto teor relativo em
óxidos de ferro em sua composição detrítica, além de um forte capeamento ferruginoso nos grãos. Os
sedimentos de cores neutras apresentaram baixa percentagem em óxidos de ferro e ausência de capeamento.
- Os sedimentos calcários atuais de origem marinha (restritos à plataforma externa na
área Norte/Nordeste e abrangendo quase toda a plataforma, em trechos da área Nordeste/Leste),
apresentaram-se com colorações neutras, inerentes às condições ambientais atuais, pouco influenciadas
pela drenagem continental.
- Os sedimentos calcários de plataforma externa (na área Norte e em trechos da área
Nordeste/Leste), apresentaram-se com colorações amareladas oxidantes, provavelmente sob influência
da drenagem continental, num período de mar mais baixo. Devido ao caráter anômalo da
cor e ao aspecto quebradiço dos calcários (refletindo alto retrabalhamento), acredita-se serem de
ocotTência relicta.
- Os sedimentos coletados nas cabeceiras de canyons, vales e canais, que esculpiram
localmente um modelado erosional na borda da plataforma, apresentaram-se com colorações
amareladas oxidantes (anômalas). Acredita-se serem relictos.
- As cores em desajuste com as presentes condições ambientais, foram mais características
em sedimentos e feições morfológicas de aspecto relicto. A recíproca não foi verdadeira, pois
nem todos os detritos e formas de relevo remanescentes, estiveram associadas a cores anômalas.
- Tanto nos sedimentos relictos, como nos atuais, foi de importância o confronto entre
contribuições detríticas (Proveniência) e as condições ambientais de deposição. Para os relictos, o
grau de preservação no ambiente atual das características herdadas do ambiente anterior, foi também
bastante significativo.
AGRADECIMENTOS
Somos gratos aos geólogos Alberto Carlos Ferreira de Almeida e Haroldo Asmus pelas
críticas e comentários referentes a redação final do presente trabalho.
BmLlOGRAFIA
COSTA, M. P. de A., VICALVI; M. A.. 1973 .Se_açioe doecrição du
'"
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eoletad.. no CrllleIro WHOI-AGUASRASASe_..
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ELLIS ,J. P. . 1973 . Report on a n_ DDdww.,. oedIm_t. Sampler, W000. Hole Oceaoographic lD.titution, 73-75,june. /Inédito.f
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OceuotIrÜ Recife. 12:1-214.
MARTINS. L. R.; GORINI. M. A.; POMERANCBLUM. M.; CARVALHO. J. C.; CUNHA. R.; MARTINS. I. R. - 1972 - XLVI CoIIIie8iD
OceuoIrÜca. ()pençiIIGEoMAR n: Rio de Janeiro. Diretoria de HIdrosnfia e Nav çio. 8Op. (00 82-11).
-&URIEN. C. M.- UMI9 - FIeIotIrallay ...u-.toIIdelRloO""deCoa..úoIi'IIIt.-. BneII.INQUACO Porie.
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GIA. 2~. Belém - COmaalcaçii88. Del6m. Socieclacle BrasDeir. de Geologia.
-& COSTA. M. P. de A. - 1972 - GlaucollÍta como
CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA.
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proceeeo de alta'açio
2810, BeIém - "'_0
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doa C
oco cia 11&pl.teformacontinentehorte
caçiea. BeI Socieclacle Brasileira
brasDeir..
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morpm continental brasDeira. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA. 26!., Belém - Re81Imo d.. Com1mIcaÇÕ88. DeI 80ciedede
Bruneira de Geologia. v.2. p .187-209.
-GORDANI. M.A.; PALMA. J. J. C.; COSTA. M. P. de A. - 1971 - Fieiografia e clietribuiçio doe aedimeDtoe 8Uperficiai. da plataforma CODtiDental
norte brulleir.. Boletim T4cDIco da ~brie. Rio de J_Iro. 14184): 127-55.

CONTRIBUIÇAo AO ESTUDO DE MATERIAL EM SUSPENSÃO
NA PLATAFORMA CONTINENTAL DO AMAZONAS
JOHN D. MILLIMAN*, COLIN P. SUMMERHA YES*, HENYO T. BARRETTO**
ABSTRACT
Hydrographic parametero of swface watara In anel near the Amazon River in February and March of 1973 were indicative of
fIood condlüons, both in terms of the offshore,e>:tensionof the freshwater plume and the high concentraÜODeof suspended matter wlthin the tiver
water. While the net transport of Amazon waterWas NW (due to the Guiana Current), seasonal changes in wind dlrecüon resulted In formaüon of
a nearshore countel' current along the Pará COB8t.
More than 96 percent of the terrigenous sediment within the Amazon surface watere settles out in the tiver mouth, before ea.
linity reaches 3%. Most of this sediment is resuspended by tides, waves and currente, and ia transported to the NW by nearshore Olrrente. Prac.
ücany no terrigelious sediment appears to escape offshore.
The prime components of suspended matter in the brackiah-watel' plume off the Amazon are distom fruetules. Contrary to the
suggeetions of other workers, Amazon outflow markedly increases the ferttlity of shelf watara. However, the high production of diatoms ia not
reflected In the sediments, probably due to rapid recycling as wen as to NW traneport of frustules by the Guaians Corrent. Although Amazon.
borne silica is initially removed by bioiogic means, recycling releaees it the ultimate fate of the sUicaiaunknown.
INTRODUÇÁO
o estudo da composição, da concentração e da distribuição de material em suspensão
nos diversos oceanos do globo tem interessado, especialmente nestes últimos anos, a um número
cada vez maior de cientistas marinhos. Esses estudos ajudam não somente a definir a natureza do
material em suspensão propriamente dito, mas também a discemir acerca da origem e do destino
final de vários componentes geológicos e biológicos, dentro das bacias oceânicas.
Tem sido publicado um razoável número de relatórios sobre o caráter e a distribuição de
material em suspensão, no Atlântico equatorial e meridional (por exemplo, Jacobs e Ewing, 1969;
Lisitzin, 1972; Bornhold et alii, 1973; Emery et alii, 1973, 1974). Contudo, a maioria desses trabalhos
está iimitada ao estudo de regiões de oceano aberto, onde as variações são reduzidas ou bastante
atenuadas. Até então, nenhum estudo centralizado se havia realizado sobre material em suspensão,
na desembocadura de um dos grandes sistemas de drenagem como o Níger, o Congo, ou o
Amazonas. No entanto é nas águas imediatamente adjacentes a tais rios que se processam as
maiores variações, tanto na composição como na distribuição do material em suspensão.
Este trabalho apresenta os resultados de observações' feitas, no período de fevereiro a
março de 1973, sobre a hidrografia e o conteúdo de suspensatos 'na camada superficial das águas da
margem continental norte brasileira. Embora já existam vários relatórios escritos sobre a oceanografia
da área (citados enl seguida no texto), o~ alltores não conhecem qualquer dado, publicado,
que trate especificamente de material em suspensão na desembocadura do Amazonas.
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.WHOI
"REMAC

264 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
O Sistema Amazônico
QUADRO REGIONAL
O sistema amazônico de drenagem consiste, realmente, em dois sistemas de rios dissimilares:
o Rio Amazonas e o Rio Pará (Fig. 1). O Amazonas é o maior rio do globo terrestre, tanto
em termos de área da bacia de drenagem (7 X 106 km2) como em termos de descarga média (1,75 X
105 m3/segundo) (Davis, 1964; Oltman, 1965, 1968; Gibbs, 1967; Marlier, 1973). Convém ressaltar,
todavia, que a razão de descarga sofre enorme variação sazonal. No domínio da estação chuvosa, de
abril a junho, a vazão média em Obidos (cerca de 450 km a montante da foz do rio) atinge 2,25 X
105 m3/segundo, enquanto no período de menor precipitação pluviométrica, de outubro a dezembro,
a vazão média se situa em 0,9 X 105m3/segundo (Oltman, 1968). A ocorrência de enchentes
periódicas tem provocado razões de descarga anomalamente (p. ex. 3,6 X 105m3/s foi registrado
durante a enchente em 1953; Oltman, 1968), enquanto variações verticais de 15 a 30 m no nível do
rio chegam a ocorrer durante tais enchentes (Diegues, 1973; Marlier, 1973).
Embora o Rio Amazonas banhe principalmente uma região baixa de floresta tropical
chuvosa, uma grande parte dos seus maiores tributários drena a região de montanhas dos Andes.
Gibbs (1967) encontrou a seguinte relação entre os minerais de argila (fração menor do que2"u) nas
águas da foz do Amazonas: 33 % de ilita, 31 % de caulinita, 27 % de montmorilonita e 2 % de clorita.
Ele concluiu que mais de 80% da carga anual de material em suspensão (5 X 108 toneladas) é de-
Fig. 1 - Mapa da margem continental amazônica. Contornos topográficos, em m.

MILLIMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 265
rivada dos Andes. Assim como a vazão do rio, a concentração da carga em suspensão nâ massa
d'água também varia, notavelmente, com as estações. Nos meses chuvosos, a média da carga em
suspensão próximo à foz do rio atinge 125 mgll, enquanto que na estação seca a concentração fica
em tomo de 22 mgll (Gibbs, 1967).
O segundo rio do sistema amazônico de drenagem é o Rio Pará, formado pela confluência
de um ramo do Amazonas com o Rio Tocantins. Este drena uma área de 0,7 X 106km2 e possui
uma vazão estimada em cerca de 104m3/s (Oltman, 1968). Embora não exista informação publicada
acerca da carga em suspensão do Rio Pará, os dados apresentados neste relatório sugerem que o sistema
do Pará contribui com o equivalente a menos de 1/20 da carga do Amazonas. Pelo fato do
Tocantins drenar exclusivamente uma área baixa de floresta chuvosa, a composição de sedimentos
carreados difere bastante da encontrada no Amazonas. Os sedimentos coletados do piso marinho na
boca do Rio Pará mostram altas concentrações de quartzo e caulinita, com baixo conteúdo de feldspatos,
ilita e montmorilonita (Barreto et alii, 1974).
Oceanografia da margem continental norte
A plataforma continental do setor mais setentrional do Brasil marca a incorporação da
descarga de água doce do Amazonas t>elas águas do Atlântico equatorial. Investigações detalhadas
acerca das características hidrográficas das águas da plataforma foram feitas por Bõhnecke (1936) e
Diegues (1973), os quais documentaram mudanças sazonais em concordância com variações da descarga
do Amazonas. Durante a estação chuvosa (de enchente), uma frente de água relativamente
doce (salinidades menores do que 10 %0 ) se estende de 100 a 180 km ao largo, enquanto que outra, de
água salobra (salinidades entre 10 e 35 ')(' ), cobre a quase totalidade da plataforma a oeste-noroeste
do Amazonas (Fig. 2). Essa frente de água salobra estende-se também para leste, quase atingindo a
Baía de São Marcos no clímax da estação de enchente (Diegues, 1973). Durante a estação seca, a
frente de água relativamente doce já não se desloca tão ao largo, assim como a frente salobra não ultrapassa
muito a boca do Rio Pará, em: direção a leste. Embora a água salobra recubra uma parte
substancial da plataforma continental, a norte-noroeste do Amazonas, nessa estação ela é menos
doce do que durante o período de enchent~ (Fig. 2).
50.W 45. 50.W
Fig. 2 - Salinidades/(%O),típicas da água superficial durante condições de estação chuvosa (abril-maio, 1968) e de
estação seca (novembro, 1967). Os perfis, nos cantos superiores, mostram os gradientes verticais da salinidade
ao longo de linhas, diretamente ao largo da boca do Amazonas. Segundo Diegues (1973).
Diegues (1973) e Gibbs (1970) demonstraram que a água do Amazonas forma uma
camada superficial, de espessura variável entre 10 e 20 m, sob a qual existe uma camada salgada

266 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
que migra em direção ao continente. De acordo com Gibbs (1970), uma estratificação vertical bem
desenvolvida se estende através duma faixa da plataforma, de 60 até 185 km de largura, durante a
estação seca, e de 80 a 230 km, durante a estação chuvosa (Fig. 2). As isoalinas verticais indicativas
de mistura turbulenta são, contudo, confinadas à boca do rio. Em nenhum caso a água salgada
penetra no Amazonas. O mesmo não se pode afirmar quanto ao Rio Pará, conforme os resultados
obtidos por Ryther et alii (1967), os quais mediram salinidadesdeaté14 %0,
O sistema de correntes, sobre a plataforma e o talude do setor setentrional brasileiro, é
influenciado de modo marcante pelo fluxo das águas equatoriais para NW. Trabalhos recentes
(Metcalf, 1968; Metcalf e Stalcup, 1967) mostram que esse sistema é mais complexo do que se pensava
antes. Ao sul do Amazonas, o fluxo equatorial se concentra nas águas oxigenadas e salinas da
corrente costeira norte brasileira, um ramo da corrente sul-equatorial. Nas proximidades da longitude
do Amazonas, essa corrente se curva para leste e mergulha, formando então a contracorrente
equatorial atlântica. O fluxo noroeste das águas da plataforma, ao norte do Amazonas, está concentrado
na corrente das Guianas, um ramo da corrente norte-equatorial. Entre esses 2 sistemas
divergentes de correntes, a descarga do Amazonas pode ser arrastada por centenas de km ao largo.
A ocorrência de amplos bolsões ou lentes de salinidade relativamente baixa (localmente menores do
que (30%")é particularmente comum sobre o talude continental das Guianas (Bõhnecke, 1936; Metcalf,
1968; Metcalf e Stalcup, 1967; Ryther et alii, 1967; Gibbs, 1967; Cochrane, 1969).
As velocidades da corrente das Guianas variam entre 25 e 200 cm/s, verificando-se,
porém, velocidades instantâneas maiores, as quais dependem, sobretudo, de padrões dos ventos e
da localização desses padrões no trajeto da corrente. Em geral, o limite mais interno da corrente se
situa dentro duma faixa que dista 20 a 40 km da linha de costa, enquanto que as velocidades má.
ximas se desenvolvem numa faixa que dista entre 150 a 200 km da costa (U. S. Naval Oceanographic
Office, 1967). De acordo com Luedemann (1967), a velocidade média combinada da corrente
costeira norte-brasileira e da corrente das Guianas é de cerca de 110 cm/s em março e abril. Experiências
com garrafas de deriva, feitas por Luedemann (op. cit.), resultaram em algumas recuperações
distantes no hemisfério norte (Miami-U.S.A.), enquanto que outras derivaram para o sul,
sugerindo a presença de um fraco fluxo costeiro para o sul. a migração de água salobra para o sul,
observada por Diegues (1973), reforça a sugestão de Luedemann (op. cit.).
As correntes de maré no estuário do Amazonas e em suas cercanias podem exceder a 250
em/segundo. Suas amplitudes podem ser maiores do que 12 m (Diegues, 1973). Embora a água sal.
gada não penetre no rio, as flutuações de maré são sensíveis a grande distância da foz, tal como
acontece na cidade de Santarém, cerca de 850 km a montante (Marlier, 1973). Os dados disponíveis
sugerem, também, que as flutuações de maré não chegam a deslocar a posição horizontal das
isoalinas mais do que poucos quilômetros, nas águas costeiras (Diegues, 1973; Gibbs, 1970).
Produtivídade Biológica
O efeito do Amazonas sobre a produtividade biológica das águas costeiras adjacentes
tem sido objeto de debates. Os níveis de nutrientes dentro das águas do Amazonas são pobremente
documentados, embora Gessner (1960) e Klinge e Ohle (1964) tenham encontrado níveis relativamente
baixos de nítratos e fosfatos. Ryther et alii (1967) mostraram que as águas do Rio Parácontêm
valores de silicato, fósforo total, nitrogênio e ferro, consideravelmente mais altos que os das
águas costeiras, as quais, por sua vez, possuem valores mais altos que os das águas de oceano aberto
(Tab. 1). Ryther et alii concluíram, também, que os níveis de nutrientes do Amazonas não são
impressionantemente altos, e sugeriram que é improvável que o Amazonas contribua para aumentar
diretamente a produtividade biológica do oceano para o qual ele escoa. De fato, ainda de
acordo com Ryther et alii (op. cit.), o efeito direto e total do rio é, portanto, no sentido de diminuir
a fertilidade do oceano para o qual ele corre
Contudo, observações sobre a produtividade costeira não coincidem com os efeitos, considerados
negativos ou desprezíveis, da descarga do Amazonas. As águas costeiras, ao largo da sua
foz, contêm significativas concentrações de uma flora de diatomáceas e dinoflagelados (W ood, 1966;
Vannucci e Queiroz, 1963), a qual favorece populações muito menores de cocolitoforídeos, sobre a
plataforma externa e o talude (Teixeira e Tundisi, 1967). Por exemplo, HulberteCorwin (1969)informam
sobre a presença de cerca de 135.000 células de fitoplâncton por 100cc, nas águas costeiras,
em contraste com um conteúdo menor do que 500 células por 1oocc, geralmente encontrado nas

MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO
Fig.3 - Trajeto do N/OC PROF. W. BESNARD durante os tratos 5 (12 a 23/02), SA (27/02 a 03/03) e
6 (08 a 16/03/1973). As bolas representam estações de material em suspensão; os triângulos representam
estações de coleta de suspensatos tanto em filtros Millipore como de prata.
267

268 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
águas da plataforma externa.
Grandes lentes salobras de superfície ocorrem ao longo do talude das Guianas, aparentemente
destacadas do sistema salobro amazônico e transportadas ao largo, em conseqUência da
bifurcação de correntes já citada (Metcalf, 1968). Embora essas águas salobras sejam pobres tanto
em nutrientes quanto em plâncton, as águas que envolvem a atlréola interna das lentes são relativamente
produtivas. Ryther et alii (1967) explicam essa alta produtividade como conseqüência de
ressurgência local das águas do talude.
MÉTODOS
Observações oceanográficas e coleta de material em suspensão sobre o setor norte
brasileiro da plataforma continental e talude superior foram feitas de 12 de fevereiro a 16 de março
de 1973, em três tratos sucessivos (números 5, 5A e 6) do N.Oc. Prof. W. Besnard, fretado, pelo
Projeto REMAC, do Instituto Oceanográfico da Universidade de São Paulo (Fig. 3). Uma vez que o
objetivo do cruzeiro era a obtenção de perfis contínuos de batimetria, sísmica e magnetometria, o.
navio não parou para estações geológicas ou oceanográficas. As medições de temperatura e salinidade
da superfície da água foram tomadas a intervalo horário, usando-se um termo-salinógrafo
Bisset-Berman de registro contínuo. As amostras de material em suspensão foram coletadas na
superfície da água, em vaso de polietileno, com o navio em movimento, a intervalos de quatro horas.
Por outro lado, a cada 12 horas era coletada uma amostra de grande volume de água (de até 151),
para fins de análise mineralógica do possível material terrigeno em suspensão. Uma vez que a
velocidade média do navio era em torno de 14 km/hora, as medições de temperatura e salinidade
guardavam esse mesmo intervalo (14 km) ao longo da linha navegada, enquanto que as amostras de
material em suspensão estavam espaçadas de 56 km, e as mineralógicas, de aproximadamente 168
km. Foi obtido um total de 150 amostras de material em suspensão e de 50 amostras mineralógicas,
na área em questão, principalmente sobre a plataforma continental (Fig. 3).
O conteúdo de material em suspensão foi concentrado por filtragem de quantidades
medidas de água, através de filtros de Millipore pré-pesados, com diâmetro nominal dos poros de
O,45.p No laboratório, os conteúdos de material em suspensão total e de material combustível foram
determinados segundo os métodos descritos por Manheim et alii (1970). A temperatura de combustão
utilizada para determinar o material combustível foi mantida em 500°C.
Filtros de prata, com diâmetro nominal dos poros de 0,45).(, foram usados como substrato
para as análises de difratometria, por raios X, dos minerais de argila (ver Manheim et alii,
1972). Devido à pouca quantidade de partículas minerais em suspensão na água essencialmente
oceânica, os filtros de prata foram freqüentemente obstruídos com material orgânico, antes de se
retirar uma quantidade suficiente de grãos mineralizados. De forma a corrigir esse problema, o
material destinado a análise mineralógica passou a ser coletado em três séries normais de filtros de
Millipore, resultando, portanto, uma obtenção de uma quantidade total três vezes maior do que
seria coletada com um filtro de prata padrão (Summerhayes, 1973). Os volumes filtrados variaram
de IilEmos de 100 mI, no Amazonas, até mais de 15 1, no oceano aberto. As amostras foram preparadas
para a análise dos minerais de argila, passando por tratamento de decomposição da matéria
orgãnica com H202 aquecido, durante um período de 4 a 5 horas. O tratamento com peróxido facilitou
também a limpeza dos filtros. Depois que o peróxido foi removido, por aquecimento, até a
evaporação total, o resíduo inorgânico foi resuspendido em água e lavauo através de uma máscara
montada sobre o filtro de prata. A máscara favorece a concentração dos sedimentos no centro do filtro,
permitindo assim dobrar a quantidade de material exposta ao foco dos raios X. Obteve-se, em
aproximadamente metade do total das amostras trabalhadas, uma concentração de mais de 1mg de
mátéria inorgânica por filtro. Essa concentração, segundo Spencer e Sachs (1970), é mais do que
suficiente para a análise por raios X. Todavia, a dominância de carapaças de diatomá~as em muitas
amostras chegou a prevalecer completamente sobre outros padrões minerais. Essa ocorrência mascarou
e impossibilitou a análise quantitativa dos minerais terrígenos.

MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 269
~ EQUAroR/AL WATER D TRANS/T/ON WATER mrn
Leg 5A
Fig. 4 - Salinidades das águas superficiais ao largo do Amazonas durante os tratos 5, 5A e 6.
R/VER WATER

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270 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Observações Oceanográficas
RESULTADOS
A temperatura da água superficial ao largo da costa norte brasileira permaneceu relativamente
constante, oscilando entre 27,5 e 28,52.C, durante os 3 tratos realizados na área. Temperaturas
similares foram registradas nos rios Amazonas e Pará, no mesmo período.
Por outro lado, os padrões da salinidade na superfície acusaram consideráveis variações
horizontais. Ainda assim, os padrões mapeados foram suficientes para tipificar as condições de enchente
descritas por Diegues (op. cit.). Durante o trato n~ 5, águas com salinidades inferiores a 10%
se estendiam até quase 100 km ao largo do Amazonas, e até cerca de 40 km ao largo do Rio Pará. A
água equatorial atltintica (salinidades superiores a 36 %0 ), embora estando a cerca de 200 km ao largo
da foz do Amazonas, chegava a atingir o litoral a leste do Rio Pará (Fig. 4A). A noroeste do
Amazonas, a água da plataforma permaneceu essencialmente salobra, com salinidades entre 20 e
35%2; a água equatorial atlântica, nesse setor, ficou a cerca de 100 km da costa. No trato subseqüente,
n2 5A (Fig. 4B), a água salobra se estendeu por mais de 100 km em direção a leste do Rio
Pará, enquanto que no trato n~ 6 (Fig. 4C) ela praticamente atingiu a Baía de São Marcos. Durante
este último trato, a água equatorial se restringiu à área da plataforma mais externa e do talude continental,
a leste-sudeste do Rio Pará, em marcante contraste com as condições observadas durante o
trato n~ 5 (comparar Fig. 4A e 4C).
O deslocamento dos padrões da salinidade na superfície estava provavelmente relacionado
a mudanças na direção dos ventos. No período do trato n.2.5 o vento era de E .N .E , tendo se
deslocado para NE. durante os tratos n2s 5A e 6, com uma força Beaufort variando de 2 a 3. O
desenvolvimento de tal contracorrente costeira dirigida para sudeste, durante os meses de fevereiro
e março, foi mostrado por Luedemann (1967) e Diegues (1973). Ambos relacionaram esse deslocamento
com as mudanças no padrão dos ventos. Os dados sugerem, todavia, que esse fluxo contrário
é tão somente um fenômeno local temporário, e que na águas salobras o fluxo principal é induzido
para noroeste, tanto pela corrente costeira norte brasileira como pela corrente das Guianas.
Material em Suspensão
A concentração de material em suspensão nas águas superficiais, ao largo do Brasil
setentrional, é inversamente proporcional à salinidade. As amostras da água do Rio Amazonas contêm
cerca de 140 mg/l de suspensatos; essenúmeroé relativamente próximoda concentraçãomédia
durante os meses chuvosos, conforme relatado po Gibbs (1967; ver acima). As águas costeiras com
salinidade inferiores a 10 ~ contêm geralmente mlrls de '4mg/l, enquanto que as águas salobras da
plataformacontêmentreO,25e I,O~/1 (Fig. 5).
A água equatorial atlântica quase sempre contém menos de 0,25mg/l, e, localmente,
menos de 0,10mg/l. A correlação entre concentrações de material em suspensão e salinidades também
pôde ser notada pelo conteúdo aumentado de suspensatos, a sudeste do Rio Pará, durante os
tratos n~ 5 e 6 (comparar Fig. 4 e 5).
A quantidade de material combustível é também inversamente proporcional à salinidade
e, portanto, à distância da costa. Foram encontrados valores maiores do que 4mg/l nas proximidades
da boca do Amazonas (localmente maiores do que 10 mg/l), enquanto que nas águas oceânicas
as concentrações caíram para menos de 0,20 mg/l (Fig. 6). No entanto, pelo fato do material
incombustível apresentar um decréscimo muito mais rápido com o aumento da salinidade (Fig. 7),
observa-se um aumento significativo da percentagem de combustíveis dentro do total de suspensatos
no oceano aberto (Fig. 8).
Observa-se, portanto, que a fração combustível geralmente constitui de 10 a 25% do
total de suspensatos nas águas costeiras, e de 50 a 80 % desse total na água salobra e na oceânica.
Este quadro é típico para as águas superficiais de outras áreas do oceano (por exemplo: Manheim et
alii, 1970, 1972; Emery et alii, 1973, 1974).
A fração incombustível mapeada é composta tanto de grãos terrígenos como de material
biogênico não combustível. Embora vários autores tenham pressuposto que a fração incombustível
fosse principalmente formada por terrígenos (Lisitzin, 1972; Emery et alü, 1973), essa suposição

MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 271
TOTAL SUSPENOEO MATTE/? Mg/l
Leg 5 A
Fig. 5 - Concentração total de material em suspensão (em mg/l) nas águas superficiais, durante os tratos
5, 5A e 6.

272 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
COMBl/ST/BLES Mg/t
Fig. 6 - Concentração de material combustível (a 5000 C) nas águas superficiais, durante os tratos 5, 5A e 6.

MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO
NON-COM8VST/8LE MATTER 1.19/1
Fig. 7 - Concentração de material incombustível nas águas superficiais, durante os tratos 5, 5A e 6.
-~~------
273

274 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
PERCENT COMBUST/BLES
Fig. 8 - Percentagem da fração combustível no total de material em suspensão, nas águas superficiais.

MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 275
não se aplica ao largo do Amawnas. Estimativas visuais dos componentes incombustíveis indicam
que a fração terrígena decresce abruptamente tão logo a água do Amawnas atinge o ambiente
marinho. A uma salinidade de 3 %0 , mais de 95% da fração de terrígenos são removidos das águas
superficiais.. Assim, a quase totalidade de material em suspensão remanescente é composta de frústulos
de diatomáceas (Fig. 9 e 10). Embora a quantidade total de diatomáceas decresça com o
aumento da salinidade, a perda correspondente aos grãos terrígenos (devida tanto à floculação
física como à biológica) é ainda mais pronunciada. Daí resulta que a grande maioria dos suspensatos
incombustíveis, nas águas de superfície, é biogênica. Isso ocorre principalmente nas porções média
e interna da plataforma.
* Esse decréscimo de material terrígeno em salinidades pouco menores do que 3%° coincide aproximadamente
1000r
~
100
0.0 O 10 20 30 36
So/inity (%0)
Fig. 9 - Variação em composição e quantidade, com o incremento da salinidade, do material em suspensão
nas águas superficiais do Amazonas e da plataforma continental. Os pequenos círculos pretos representam
as concentrações totais; os círculos abertos, a fração de incombustíveis, e os triângulos
escuros, a fração de componentes terrígenos.
com a floculação predita para as partículas de argila (ver Whitehouse et aUi, 1960 ; Meade, 1972).

276 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 10a - Variação na composição da fração incombustível
de suspensatos, através da plataforma
do Amazonas. A - Na boca do rio (salinidade
= 2%0, concentração de incombustíveis
= 12,4mg/l), a composição dominante
é de partículas terrígenas do tamanho
silte e argila.
Fig. 10c - No limite mais exterior do feixe salobro
(30,3%0, 0,39mg/I), também existe domínio
das diatomáceas, aparecendo, porém,
algumas partículas terrígenas do tamanho
argila (nos limites do canto direito).
Fig. 10b - No feixe de água salobra ao largo do Amazonas
02,5~ 3,05mg/l), dominam diatomáceas
(p. ex.: Coscinodiscus sp.).
Fig. 10d - Na plataforma mais externa (36%0, 0,03
mg/l) a gama de suspensatos é composta
principalmente por partículas de argila (possivelmente
agregadas durante a filtragem),
com algum material biogênico. As escalas
em A, C e D representam 10 miera, e em
B, 100 micra.

MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 277
52.w 51. 50. 49. 48. 47. 46. 45. 44'
Diotoms %
In Non - Combustible Froction 2.
Fig. 11 - Percentagem de carapaças de diatomáceas na fração incombustível de suspensatos. Este mapa integra os
dados dos tratos 5, 5A e 6.
Na área da platafonna externa, onde as salinidades ultrapassam 3D%" ,os componentes
terrígenos tornam-se, uma vez mais, relativamente proeminentes (Fig. 9 a 12). Uma faixa de
concentrações terrígenas ligeiramente mais altas (0,06 a 0,15 mg/l) foi reconhecida na área mais externa
da plataforma (Fig. 12), podendo ser conseqüência de agitação e ressuspensão dos sedimentos
do fundo (ver discussão mineralógica).
Dentre as espécies dominantes no material em suspensão rico de diatomáceas, destacamse:
Coscinodiscus lineatos (?), várias outras espécies de Coscinodiscus eNitzchia, Skeletonema coso
tatum e Thalassionema nitzchioides. Entre as subordinadas, destacam-se Ditylum brightwelli,
Chaetoceros sp., Rbizosoelenia sp., Hemiaulus sp.e Biddulphia sp., assim como o dinoflagelado
Ceratium sp. Nas águas oceânicas, os detritos biológicos eram dominantemente constituídos por
cocolitoforídeos e cocolitos individuais. Hulbert e Corwin (1969)* catalogaram o cocolitoforídeo
Emiliania huxleyi como a espécie dominante, em 1964.
Mineralogia dos suspensatos terrígenos
As concentrações de montmorilonita (17 A), ilita (10A), caulinita (7 A) e c10rita (3,5À)
foram, todas, calculadas a partir das medições das áreas de picos (Biscaye, 1965). De modo geral, a
resolução foi tão precária que se tornou impraticável por esse método a diferenciação entre clorita e
caulinita, nas amostras, pobres, de oceano aberto. Contudo, nem as argilas do rio nem as do mar,
nessa área, contém mais d~ 5% de c10rita (Gibbs, 1967; Barreto et alii, 1974). Portanto, pode-se
considerar desprezível a c1orita.
* Hulbert e Corwin (1969) acharam espécies similares nas águas da plataforma, durante o outono de 1964 e a pri-
mavera de 1965; as espécies Skeletonema tropicum, S. costatum e Hemiaulus hankii foram as mais proeminentes.
6'N
5'
4'
3'
,.
,.
2.

278 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
52.W 51. 50. 49. 48. 47. 46. 45. 44.
Fig. 12 - Distribuição dos suspensatos tenígenos (aquela porção da fração incombustíve1 que não é fonnada de
carapaças de origem biogênica) nas águas superficiais ao largo do Amazonas.
As pequenas concentrações de minerais terrígenos nas águas de oceano aberto criaram
dificuldades para a quantificação, mesmo estimada, do conteúdo mineral, particularmente da montmorilonita.
Embora esse fato pudesse ser relacionado a uma floculação preferencial e deposição da
montmorilonita, Manheim et alii (1972) não encpntraram indícios que pudessem sugerir que tal
mecanismo funcione na água do mar. Desde que é igualmente improvável que o sistema do Rio Pará
(com baixo conteúdo demontmorilonita) possa dominar o material em suspensão na plataforma, conclui-se
que a quase total ausência de montmorilonita nos registros difratométricos é resultante da
pouca quantidade de argilas terrígenas nos filtros de prata (Tucholke, 1974). Em vista dos problemas
relacionados ao pouco conteúdo mineral das maostras de suspensatos, concentrou-se atenção na
razão de certos minerais de argila, de acordo com sugestão de Byscaye (1965) .
Ilita/ caulinita - O material em suspensão do Rio Amazonas possui uma razão média
ilita/caulinita de 2,3, refletindo portanto a sua derivação dos Andes temperados (Gibbs, 1967). Ao
contrário, a razão média das águas do Pará, cujo sistema drena uma região baixa de floresta chuvosa,
é de 0,6. Essas razões são significativamente mais altas no material em suspensão do que as
obtidas da fração argila dos sedimentos de fundo dos dois rios em questão (respectivamente, 1,04 e
0,32). A diferença é provalvelmente relacionada à diferença no tamanho da partícula, de modo que
as argilas que constituem os suspensatos representam, geralmente, uma escala de tamanho mais
ampla do que a escala das argilas do fundo (ver Gibbs, 1967).
As águas da plataforma média e interior, imediatamente ao largo do Amazonas, exibem
razões I/C que são típicas do Rio Amazonas (Fig. 13). Valores de razões mais baixas são característicos
para as águas da plataforma média e mais interna, imediatamente ao norte e ao sul do
Amazonas; essa situação sugere uma mistura dos minerais do Amazonas ou com sedimentos
6.N
5.
4.
3.
2.
1.
1.
2.

MILLIMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 279
cauliníticos derivados de modernos rios tropicais costeiros, ou com sedimentos de fundo também
cauliníticos, trazidos a ressuspensão, e que são proeminentes na plataforma média (Barreto et alii,
1974). O aumento da razão I/C na área da plataforma mais externa pode também resultar da ressuspensão
dos sedimentos de fundo nesse setor, os quais contêJ,Jl razões I/C relativamente altas
(Barreto et alii, 1974). Essa possibilidade é também sugerida pelas concentrações aumentadas de
material terrígeno em suspensão, na área da plataforma mais externa (Fig. 12).
Talco/ilita. O talco, ou seu análogo, pirofilita, não é comum nos sedimentos marinhos,
porém tem aparecido freqüentemente citado nos estudos de material em suspensão. Embora alguns
investigadores expliquem a presença de talco como um indicador de poluição (uma vez que o talco é
veículo comum de pesticidas despejados por avião), ele está presente em pequenas quantidades nos
sedimentos de fundo ao largo do nordeste do Brasil (Byscaye, 1965).
O talco foi reconhecido na matéria em suspensão ao largo do Brasil setentrional, pela
presençadepicosa9,2 . 9,4e3,06 - 3,12A.A abundâpcia relativa de talco dentro do sedimento foi
computada por comparação da altura do seu pico a 9,2A, com a altura do pico de ilita. A razão Til
dos suspensatos, tanto dI? Amazonas como do Pará, situa-se em tomo de 0,04 a 0,05, porém sofre
significativo aumento ao largo, atingindo valores de 2,5 na área da plataforma mais extensa do
Amazonas, e de 6,1 a sudeste dessa área. Embora seja possível explicar esse aumento da razão Til
52°w 51° 50° 49° 48° 47° 46° 45° 44°
Fig. 13 - Razão ilitajcaulinita no material em suspensão ao largo do Amazonas.
Illite (10A) / Kaolinite ( 7 A)
como um provável reflexo do pequeno tamanho da amostra e do alto grau de cristalinidade do talco,
não é razoável a mesma explicação para o enorme incremento observado, especialmente no setor
sudeste. Tal aumento pode indicar a ressuspensão de sedimentos da borda da plataforma, os quais,
conforme se mencionou, também contêm talco.
4000~
6°N
5°
4°
3°
2°
1°
'0

280 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
INTERAÇÃO DO AMAZONAS E ÂGUAS COSTEIRAS
No encontro das águas do Amazonas com o oceano sucedem dois processos significativos.
Primeiro, a maioria do sedimentos terrígenos é depositada dentro da vizinhança imediata da
boca do rio. Segundo, ocorre uma produção primária de flora rica de diatomáceas. Cada um destes
aspectos será detalhadamente discutido nesta parte final.
1) A maior parte do material em suspensão transportado pelo Rio Amazonas parece ser
depositado dentro da boca do rio; a concentração de terrígenos nas águas superficiais se reduz de
aproximadamente três ordens de magnitude, antes que as salinidades alclU\cem 10'J/? (Fig. 9 e 12).
Devido ao processo de mistura vertical dentro da boca do rio (como sugerem as isoalinas verticais:
Gibbs, 1970), é provável que as concentrações na superfície representem, grosso modo, as concentrações
existentes por quase toda a coluna d'água. Embora a carga de sedimentos se deposite
inicialmente dentro da boca do rio, a maior parte dela não pennanece ali, pois dessa forma o estuário
seria logo preenchido. Contudo, parece que muito pouco sedimento se desloca mar fora, segundo indica
o movimento dominante, em direção ao continente, da água de fundo da plataforma (Gibbs,
1970), e a presença de sedimentos relíquias (lamas e areias) sobre grande parte da plataforma
amazônica (Barreto et alU, 1974). Mais provavelmente, a maior parte do sedimento é ressuspendido,
ou mantido em suspensão próximo ao fundo, pela ação das ondas e marés, sendo então transportado
em direção ao noroeste pela corrente das Guianas e corrente costeira associada. A magnitude desse
transporte costeiro para NW pode ser avaliada pelo fato de que aproximadamente 100% dos sedimentos
costeiros e estuarinos, ao largo do Suriname, são de origem amazônica (Eisma e van der
Marel, 1971). Além disso, aproximadamente 20% dos sedimentos amazônicos estão ainda em suspensão
ao largo do Suriname (Eisma e van der Marel, 1971), e uma apreciável quantidade permanece
em suspensão no Caribe meridional (Jacobs e Ewing, 1969).
2) Apesar de atualmente não influenciar a sedimentação terrígena na plataforma continental,
o Amazonas desempenha certamente o papel mais importante no controle da produtividade
das águas da plataforma. O material em suspensão distribuído por quase todo o feixe de água
doce a salobra, ao largo do Amazonas, é dominado pordiatomáceas (Fig. 9 a 11). A localização desse
feixe e os níveis de nutrientes dentro das águas do Amazonas (Tab. 1), demonstram que a alta
produtividade das águas está relacionada à introdução de nutrientes pelo Amazonas..
Com a alta produção de diatomáceas e a aparente ausência de influxos terrígenos, seria de
esperar que ocorressem sedimentos ricos em diatomáceas sobre quase toda a plataforma média e interior
do Amazonas. Ao contrário, sucede que a maioria dos sedimentos dessa área contém somente
traços de diatomáceas (Barreto et alU, 1974). Vários fatores poderiam explicar a aparente anomalia.
As correntes poderiam ser suficientemente fortes para transportar as diatomáceas por centenas de
quilômetros, antes que elas viessem a ser depositadas; todavia, mesmo aqueles sedimentos situados
a mais de 400 km ao norte do Amazonas contêm poucas diatomáceas (Barreto et alU, 1974). O fator
provavelmente mais importante é a recic1agem das carapaças de diatomáceas, antes do soterramento.
Têm sido notados casos similares de rápida recic1agem de diatomáceas, tanto no oceano aberto
(Hurd, 1973) como em águas muito mais rasas (Wollast e DeBroeu, 1971).
Um aspecto interessante dessa alta produtividade e da recic1agem de diatomáceas é o
destino, nos oceanos, da sílica carreada pelo rio. A água normal do rio contém aproximadamente
duas vezes mais sílica dissolvida do que a água superficial do oceano (por exemplo, Tab. 1). A remoção
da sílica pode ocorrer de três modos, quando a água do rio atinge o oceano. No primeiro caso
não está envolvida a remoção própriamente dita, porém, mais própriamente, a diluição da água do
rio, rica em sílica, na água oceânica pobre em sílica (Liss e Pointon, 1973; Fanning e Pilson, 1973).
O segundo tipo de remoção envolve precipitação inorgânica, conforme observam Bien et alli (1958),
e Mackenzie e Garrels (1966). O terceiro método é biológico e envolve remoção pela produção de
diatomácea (Wollast e DeBroeu, 1971). Não há dúvida que a remoção da sílica do Amazonas (o
maior supridor isolado, do mundo, de sílica para os oceanos) é por produção de diatomáceas, como
Embora Rytheret alii(1967) tenham se referido& às declarações de Klinge e Ohle acerca dos baixos níveis de nutrientes
das águas do Amazonas, na realidade, os conteúdos de fósforo e nitrogênio são consideravelmente mais
ricos ( de 20 a60 X) do que na àgua oceânica normal (Tab. 1).

TIPO DE ÁGUA S%o
MILLlMAN, SUMMERHA YES, BARRETTO 281
indicam seja o decréscimo abrupto no conteúdo de silica com o incremento de salinidade (Tab. 1),
seja a enorme população de diatomáeeas imediatamente ao largo da boca do rio (Fig. 9 a 11). Todavia,
é igualmente destacável que poucas diatomáceas estejam preservadas nos sedimentos da
plataforma. Se as diatomáceas são recicladas, qual é o destino final da silica? E possível que toda ela
se acumule eventualmente como partículas biologicamente formadas? Ou será que alguma sllica se
incorpora em partículas silicáticas, conforme sugerem Wollast e DeBroeu (1971), que notaram
semelhante ausência de acumulação de diatomáceas nos sedimentos estuarlnos de Scheldt? Certamente,
muito ainda resta por estudar sobre o suprimento de silica na água oceânica e sobre o seu
conteúdo nas águas intersticiais, antes de podermos realmente determinar o destino da sllica
produzida pelo rio.
TABELA 1
Valores médios de sílica dissolvida; fosfato e nitrogênio,
no Rio Amazonas e nas adjacências do Atlântico tropical.
Dados segundo KHngee Ohle (1964) e
Ryther et aUi (1967).
(em ppm) (em ppm) (em ppm)
Si03 - Si P04 - P N03 - N
- Rain forest water O 3,52 ,007 ,006
Qear forest water O 1,67 ,062 ,012
Rio Solimões O 4,17 ,062 ,020
Estuário do Pará 6,95 ,064 ,015 ,130
14,00 ,022 ,005 ,002
Estuário do Amazonas 12,87 ,084 ,074
Águas da plataforma 24,84 ,013 ,0009 ,002
e do talude 29,46 ,018 ,0003 ,001
36,26 ,002 ,0021 ,001
AGRADECIMENTOS
Este estudo fez parte do programa de trabalhos do Projeto REMAC e foi realizado por
contrato estabelecido com o Woods Hole Oceanographic Institution. Os autores agradecem a ajuda
de Lois Toner e Virginia Peters na execução das análises, e a apreciação crítica e comentários de K. O.
Emergy e R. H. Meade, na preparação desse relatório.
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REFRÃÇÁO SíSMICA MARINHA NAS BACIAS DE PELOTAS
SANTOS SUL E NA PLATAFORMA DE TORRES
RENATO OSCAR KOWSMANN*, ODlMO FRANCISCONI*,
ROBERT LEYDEN**
ABSTRACT
FOIty-one 8ODObuoyrefl'llCtionprofües 8J8 presenteei to deserihe the offshore of the PeIotu and Santos besins and the interbasinsl
shelf sectionoffTo~s, Rio Orandedo Sul, Brazil.
Seismic sections aeros. the Pelotas shelf reveal that .ediment thickness inerea... seaward from 1.5 km near the OII.hore
besin to 8 km near she1f breu.
A thick seclimlmtary wedge found off Uruguay and Arpntina at the base of their continantsl slopes is found here, east ofPelotas,
landward of the preeent shelf break where continentsl bu_ tenninates and sedúnents prograde. The basement scarp which controls the dis.
tribution of sedimento is mllPpec! 011the basis of previously published data and those reported here. .
A basemept high benesth the she1foff Torres separatea the Pelotas &em the Santos Duin. Paleozoie sedimento of the Parane
are not idantified in theshelf secdon. Speculation is presenteei reprdinc the nature of the high and ita prÍlbable trend furtharoffshon.
Resu1ta from the southem end of the Santos basin 8J8 in agreement wlth tho.. previously publisbed to the north betwaen FIo.
rianopolis and Rio de Janeiro. Velocity.ep correlaticms 8J8presénteel based on welldata available fromonshoreand offshore dril1ing.
INTRODUçAo
O presente trabalho descreve os resultados de refração sísmica obtidos durante os
cruzeiros Conrad 15 e 16, na margem continental brasileira, resultante do programa de cooperação
entre Lamont Doherty Geological Observatory e o Projeto REMAC, sob auspícios do IDOE da
National Science Foundation.
A área pesquisad~ está compreendida entre 25°S e 28°S. É limitada, ao norte, pelo
Platô de São Paulo e a plataforma continental d~ Santos e, ao sul, pela Bacia da Argentina e a
plataforma Uruguaia. As feiQÕesao norte foram descritas por Ewing et alii (1969), Butler (1970);
Baccar (1970); Leyden etalii (1971)e Leyden etalii (no prelo). As feições ao sulforam extensamente
estudadas por Ewing et alii (1963)e Ludwig et alii 1968).
O presente estudo focaliza a plataforma continental e o talude pertencentes à Bacia de
Pelotas. Foi considerada ainda uma linha na plataforma continental da Bacia de Santos.
*CPRMIREMAC
-LAMONT

284 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A parte emersa da Bacia de Pelotas foi descrita por Delaney (1966), como uma depressão
controlada por graben, de 1.5 km de profundidade, encaixada no escudo Pré-cambriano. Sedimentos
quaternários" que constituem a parte aflorante da bacia, formam a planície costeira do Rio Grande
do Sul. Closs (1964) identificou sedimentos miocênicos, em subsuperfície, utilizando amostras de
perfurações da PETROBRAS.
But1er (1970) constatou, por meio de reflexão sísmica, a presença de sedimentos progradando,
da plataforma continental em direção ao mar profundo. Sugeriu, então, que estes sedimentos
deveriam pertencer à Bacia de Pe10tas e que esta se estenderia ao largo. Miranda (1970)
Fig. 1 - Mapa mostrando a locação das estações ocupadas durante os Cruzeiros C-15 e
C-16, e utilizados neste trabalho. Secçães sísmicas mostradas nas figuras seguintes
são identificadas por letras em ordem alfabética. Linha tracejada indica a orientacão
da escarpa no embasamento mapeada como a falha de Rio Grande por Miranda
(1970), e modificada pelos dados expostos aqui. Feições estruturais no continente,
baseados em Northfleet et alii (1969). Batimetria em braças segundo Lonardi e
Ewing (1971).

KOWSMANN, FRANCISCONI, LEYDEN 285
sumarizou os resultados obtidos, pela PETROBRÃS , na parte submersa da Bacia de Pelotas, levantados
por sismica de reconhecimento, gravimetria e magnetometria. Neste trabalho foi identificada
uma falha normal, de strike subparalelo à costa, de grande rejeito e soterrada sob espessa coluna se.
dimentar, que separa a Bacia de Pelotas rasa (em grande parte emersa) , da profunda, que se inicia no
centro da plataforma continental. Miranda (1970)datou a falha como pré-miocênica, denominando a
Falhado Rio Grande podendo no entanto ser deidade Terciário Inferior a Cretáceo.
Recentemente, a PETROBRÃS perfurou na plataforma continental, penetrando sedi.
mentos de idade Cretáceo Inferior a 4160 m de profundidade (Com. pessoal).
Quinze estações de sonobóia foram efetuados durante o Cruzeiro C-15-07, utilizando um
air gun de 1000polegadas cúbicas. Durante o Cruzeiro C-16-07, utilizou -se um airgun de 25 polegadas
cúbicas para efetuar 26 estações de sonobóia. Os registros de refração foram reduzidos como perfis
unidirecionais seguindo as técnicas de Houtz et alii (1968) e Le Pichon et alii (1968). Suas locações
podem ser vistas na Figura 1 e na Tabela 1.
Secçóes sísmicas foram mcntadas, correlacionando-se soluções de sonobóias isoladas.
Na Figura 1 cada secção é identificada por letras que progridem em ordem alfabética de sul para
norte. Convém salientar a diferença na penetração obtida durante os dois cruzeiros em virtude da
utilizacão de fontes sonoras de potencfas distintas. Assim, os perfis 118-134obtidos no cruzeiro C-15,
são geralmente de melhor qualidade do que os perfis 228-248obtidos no cruzeiro C-16.
Secção AB
SECÇÕES SíSMICAS
Se estende por, aproximadamente, 360 km desde o sopé continental até a plataforma, na
fronteira entre o Brasil e o Uruguai, tomando posteriormente um rumo paralelo à costa.
o
I
4
.
g
A
.8 18
1.10
.- -;-fõi!-
,/ ~
_ --/ ./ 11.70
(
..- /
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1.10 / _- ,
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1.10 - - /
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2.l1~
2.1I! / / - _/ I
3.111/- I
- -
3.111 ~_/
~~
4.78
10 8.88 ,
1/
UO I
8.211
I
I
I
,
8.10 . Exagero Vertical
Fig. 2 - Secção AB através da margem continental e ao longo da plataforma 'na fronteira Brasil-Uruguai. Escarpa
no embasamento, tracejada segundo Miranda (1970), delimita a borda do bloco continental. Refratores
são indicados por linha tracejada onde carecem de controle.
No perfil 118, uma espessa coluna sedimentar de 4.5 km recobre uma camada de velocidade
de 5.65 km/seg. Esta velocidade coincide com aquela publicada por Raitt (1963) e corresponde
à camada oceânica 2. Abaixo encontra-se uma camada de 6.60 km/seg de velocidade correspondente
à camada oceânica 3.

286 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A espessura sedünentar aumenta para 7.0 km na base do talude, como pode ser visualizado
DOperfil 119. Embora seja mascarada por um forte sinal, proveniente da camada de 4.50
km/seg superjacente, a ~mRda oceAnica 2 pode ser identüicada por uma múltipla com velocidade
de 6.25 km/seg. Como no perfil anterior, a camada oceAnica3, também está presente.
A Falha de Rio Grande passa entre 08 perfis 119 e 120. Aqui apenas infere.se a sua
presença devido à distAncia entre 08 2 perfis.
Perfis 120 e 121, na plataforma, mostram uma seqilência sedimentar pouco espessa,
também detectada por O\\tros autores na plataforma continental uruguaia (Ewing et ala 1963, Leydeu
et ala (1971)utilizando o método de refraçAo a dois navios (secçõe8 reversas).
A transição entre o embasamento continental e o oceAnico, nesta secçAo,ocorre entre os
perfis 119e 120. A Falha de Rio Grande (Miranda, 1970)representa o local de transição.
Secção BCD
Esta secçAo iniciando com a sonobóia 121, comum a secçAo AB, possui mudanças de
rumo sobre a plataforma localizados DOSperfis 123 e 124.
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Fig. 3 - Secção BCD ao longo da plataforma e através da Bacia de Pelotas. Convém notar a espessura de 8km dos
depósitos situados sob o perfil 124, localizado internamente à atual quebra da plataforma. Camada oceânica
2 encontra o bloco continental na escarpa do embasamento.
. Convém notar que, embora situado 64 km ao largo da sonobóia 123, o perfil 124 ainda
está localizado na plataforma continental. Isto demonstra claramente que a escarpa detectada aqui
e mapeada por Miranda (1970) como a Falha de Rio Grande, se situa sob a plataforma continental
batimétrica.
Utilizou-se a palavra escarpa ao invés de falha, e foram excluídas setas indicando rejeito
nas Figuras 2 e 3 para evitar que a camada de 6.60 km/seg da sonobóia 124 fosse correlacionada
com aquela de mesma velocidade presente na sonobóia 123.
A interpretação adotada aqui é que as velocidades de 6.60, 5.70 e 5.50 km/seg respectivas
às sonobóias 124, 127, e 128 representam a camada oceânica 2 (Fig. 3). Esta camada termina,
ao atingir a borda do bloco continental, e a palavra escarpa aqui refere-se somente ao seu abrupto
declive. Não é sabido se o embasamento continental, definido pelas velocidades 5.70 km/seg no perfil120
e 5.60 ou 6.20 km/seg na sonobóia 123 (Fig. 3), termina sob forma de falha. O que se quer
frizar é que o embasamento coiltinental não continua, externamente à escarpa, onde somente é
identificada a crosta oceinica.
Uma camada, presumivelmente sedimentar, apresentando velocidade de 4.30 km/seg
recobre a c8Im8ldaoceinica 2, nos perfis 124, 127 e 128. Ela não é observada, sobre o embasamento
continental, nas secçõe8 AB e BCD pois termina de encontro a escarpa. Sugere-se que os sedimentos
que compõem esta camada tenham sido depositados, durante a abertura inicial do Oceano Atlântico
na região.
Sobre a camada de 4.30 km/seg, encontra-se uma cunha de progradação constituída de
.,
ID

KOWSMANN, FRANCISCONI, LEYDEN 287
sedimentos que apresentam velocidades de 3.50 a 2.45 km/seg (perfil 124). Observa-se a migração
do depocentro, durant.e a sedimentação da camada de 2.00 km/seg (perfil 125), Estes sedimentos
progradantes foram, anteriormente, descritos por Butler (1970).
Secção EE'
Esta secção atravessa o eixo da Bacia dePelotas.
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200 km
I
Fig.4 - Secção EE' ao longo do eixo da Bacia de Pelotas.
Três camadas acústicas presentes no talude
se combinam, formando uma única na
plataforma continental. A escarpa segue internamente
ao perfIl 226 e é responsável pela
espessa cunha sedimentar. Convém notar a
extensão a profundidades menores, da camada
4.0 + km/seg.
Embora não se tenha detectado refrações procedentes do embasamento, na plataforma
continental, a espessura sedimentar parece aumentar consideravelmente em relação àquelas observadas,
na plataforma interna ao sul na secção BCD: A Falha de Rio Grande, inflete em direção a
Mostardas, passando internamente ao perfil 226. Isto explica o awnento da espessura sedimentar,
no trecho desta secção que percorre a plataforma.
A camada de 4.0 + km/seg, descrita anteriormente, se restringe nas secções ao sul de
EE', a profundidades superiores a 5 km. Nesta secção, porém, ela sobe de uma profundidade de 7
km, sob a elevação continental, até a profundidade de 3.5 km, lIoba platafonna.
Da elevação continental até a plataforma, os sedimentos reduzem muito em espessura e
refratores com velocidades entre 3.55 e 2.55 km/seg se combinam em um único refrator de 3.00
km/seg.

288 ANAIS DO XXVIII CONGR!SSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
SecçãoDF
Tendo início na platafonna continental, na latitude de P8rto Alegre, vai encontrar as
seCÇÕ8sEE' e BCD a sudeste, ao largo.
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10
1/
Exqero Vertical
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Fig. 5 - Secção DF mostrando uma espessa coluna sedimentar sob a plataforma continental. A camada acústica
com velocidade entre 5.0 e 5.3km/seg. pode representar lavas Serra Geral Como na secção EE' observase
a extensão da camada 4.0 + km/seg à profundidades baixas. Nas secções AB e BCD esta camada está
confinada à região abissal cujo embasamento é de natureza oceânica.
Como nas secçÕ8s anteriores, os sedimentos se espessam, da plataforma continental
para o oceano profundo, atingindo o máximo de 8 km, na elevação continental, antes de diminuir
novamente, no perfil 128 no extremo da linha.
Embasamento oceânico s6 pode ser detectado até a base do talude. No perfil 129, encon.
tra-se, também, velocidade característica de camada oceAnica3.
Como foi observado na secçio EE', a camada com velocidade de 4.00 + km/seg sobe até
atingir menores profundidades, terminando contra a escarpa, que se situa entre os perfis 132 e 232.
No entanto, em contraste com a secção EE', esta camada superpôe uma outra de velocidade de 5.0
km/seg. É improvável que a camada de 5.0 km/seg represente embasamento oceânico, pois isto
causaria um desnível da camada oceAnica 2 de aproximadamente 6 km, a partir do perfil 130, onde
ela foi positivamente identificada pela última vez. Isto significa que nem senpre a escarpa marca o
limite entre a crosta continental e oceânica, e pode, aqui, representar uma falha no bloco continental,
como proposto por Miranda (1970).
Alternativamente, a camada oceAnica2 poderia se estender, em profundidade, até o perfil
232, sendo mascarada, acusticamente, pela camada de 5.0 + km/seg de grande espessura, sobreposta
a ela. A camada de 5.0 + km/seg poderia representar lavas Serra Geral ou sedimentos
compactados e cimentados, de composição semelhante àqueles formadores de camada de 4.0 +
km/seg, sobreposta a ela.
Secção FF'
Destaca-se nesta linha o espessamento marcante da coluna sedimentar entre os perfis
233 e 133.
A Falha de Rio Grande, segundo Miranda (1970), atravessa,
e é responsável pelo aumento do pacote sedimentar.
entre estas duas sonob6ias,
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Secção GG'
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KOWSMANN, FRANCISCONI, LEYDEN 289
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Fig. 6 - Secção FF' mostrando um acréscimo na espessura
sedimentar sob o perfil 133, localizado
na plataforma continental ao largo da
escarpa mapeada por Miranda (1970).
Estende-se por 550 km, ao longo da plataforma continental, entre Mostardas e Flo-
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Fig. 7 - SecçãoGG' ao longo da plataformaadjacentea Torres.A Baciade Pelotasjaz à esquerda,a de Santosà direita
do alto estrutural no perfil 238. Perf11237 não foi mostrado devido a má qualidade do registro. A
camada de 4.0 + km/seg na Bacia de Pelotas se estende aquém da escarpa em direção ao continente e.recobre
o embasamento Pré.çambriano. Lavas Serra Geral parecem ser representadas pela camada acústica de
5.0 +km/seg.
Inclui esta linha a parte norte da Bacia de Pelotas e a parte sul da Bacia de Santos. O
extremo norte desta linha se une ao extremo sul da linha Florianópolis . Rio de Janeiro, publicada
por Ewing et alii (1969). Convém notar que o traçado da Falha de Rio Grande, na Figura 1, ao longo
desta porção da costa, difere um pouco daquele publicado por Miranda. A escarpa do embasamento
passa, entre a linha GG' e a costa, até a sonobóia 233, cruzando, então, a linha GG'. O segmento da
escarpa paralelo à costa, na Figura 1, é subparalelo à linha de falha de Miranda e corre interior a es.
ta. Esta interpretação é baseada na falta de uma velocidade que possa ser correlacionada com o embasamento
até a sonobóia 233( GG') e na ocorrênciade uma escarpa, entre as sonobóias 132e 232,da
linha DEF (Fig. 5). Em conseqüência as sonobóias 227-232 de GG' e 129.226 de EE' estariam situadas
na parte rebaixada da Bacia de Pelotas. No continente, o extremo norte da Bacia de Pelotas,
em sua porção rasa, é controlada por uma escarpa leste-oeste, ao longo da Lat. 30° S(Delaney, 1966).
Um prolongamento desta falha normal, para leste, passa entre as sonobóias 232 e 233 de GG'.
O mais profundo refrator encontrado, na parte da Bacia de Pelotas, presente na linha
GG', possui velocidadede 5.45 km/seg (sonobóias230e 232).Comofoi visto, na secção DF, quein.
clui o perfil 232, esta velocidade pode ser considerada muito baixa para representar o embasamento
Pré-cambriano. Embora seja observada, ao largo da escarpa, esta camada acústica é muito rasa

290 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
para ser considerada a camada oceânica 2. Sugere-se aqui que esta velocidade represente ou lavas
Serra Geral, ou sedimentos consolidados ou uma mistura dos 2 tipos de fades, independentemente
da escarpa na parte norte da Bacia de Pelotas, ser ou não o limite do bloco continental.
O refrator com velocidade média de 4.30 km/seg, se estende sobre o embasamento con.
tinental, entre as sonobóias 233-236,terminando contra o alto de embasamento,
238.
observado no perfil
A camada apresentando velocidades entre 2.40 e 3.20 km/seg, sobreposta a ela sofre
acunhamento para norte terminando de encontro ao alto observado no perfil 238. Apenas as duas
camadas superiores parecem recobrir o alto estrutural.
.
Ao norte do alto estrutural, já na Bacia de Santos, o embasamento continental é detectado
em todos os perfis, mergulhando de 1 km no extremo sul, para 5 km no extremo norte da seco
ção. Devido ao maior espaçamento das estações de sonobóia, as feições estruturais não podem ser
detectadas com a mesma resolução com que foram observadas, na Bacia de Pelotas. No entanto, um
rejeito de 2 km, entre os perfis 238 e 239, parece delimitar a Bacia de Santos, ao sul. As secções sís.
micas, ao norte e ao sul do alto observado na sonobóia 238, não são simétricas. A presença de um
horizonte, com velocidade de 5.45 km/seg, na sonobóia 239 e 5.10 km/seg, no perfil 240, po.
depresentar demunes basálticos. Velocidades compressionais, observadas no extremo norte da secção,
geralmente concordam com aquelas detectadas por Ewing et alii (1971)na Bacia de Santos, en.
tre Florianópolis e Rio.
Secção IJK
Esta secção foi executada, em zona abissal, sendo a secção IJ perpendicular àcostaea
secção JK paralela à mesma.
I
O
I J K
O C/C 100 200 300 km
I I I I
244 2~5 246 247 248
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3- ----- -
4- 1.80
1.80 1.80 1.80
1.80
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6-
4.70 4~~~5
7- ----- 4.10
5.40 --------
8-
9-
6.75
5.60
--- 3.45
2.9~_
- 4.55
3~7~5~20
Fig. 8 - Secção IJK em direção ao Platô de São Paulo. Embasamento oceânico mais raso (520km/seg) no perfil
248 indica a proximidade da escarpa no embasamento que demarca o limite externo do Platô.
Embasamento característico da camada oceânica 2, foi detectado em toda a linha. Nos
perfis 244 e 247, foram também observadas velocidades provenientes da camada oceânica 3.
5.35
6.80

KOWSMANN, FRANCISCONI, LEYDEN 291
o embasamento tende a subir, DOperfil 248, devido à proximidade doembasamento vulcânico,
que marca o limite sul do Plateau de São Paulo (Leyden et alU,no vrelo).
A espessura sedimentar, nos perfis 246 e 247, assemelha-se aqueÍaobservada nos perfis
118 e 128, mais ao sul.
INTERPRETAÇAO GEOLOGICA E ESTRUTURAL
As amostras dos poços perfurados pela PETROBRÃS, na porção rasa da Bacia de
Pelotas, foram descritas e correlacionadas por Closs (1964). Destes poços, o 2-MO-1-RS, perfurado
em Mostardas, obteve à seqüência sedimentar mais completa e constitui a secção tipo da Bacia de
Pelotas, interior à Falha de Rio Grande.
O embasamento cristalino é recoberto por um conglomerado basal, afossilífero (continental),
à profundidade de 1.5 km, que é tentativamente datado como Terciário pré-Mioceno.
Clásticos marinho-transgressivos de idade Mioceno Inferior, recobrem o conglomerado e são, por
sua vez, cobertos por folhelhos do Mioceno Superior. Estes, gradam para depósitospÍiopleistocênicos,
predominantemente grosseiros, que são finalmente capeados por areias holocênicas,
com variâveis quantidades de silte e argila.
tentativa
As secções sísmicas GG', ao sul do perfil 238, e BCD são as mais indicadas para uma
de correlação com a litologia descrita acima.
A camada de 4.30 km/seg aumenta em espessura, abaixo da escarpa, na secção GG' e
ocorre somente ao largo da mesma, na secção BCD. Se a escarpa representa o limite do bloco continental,
esta camada é, provavelmente, composta por elásticos grosseiros e carbonatos de águas
rasas, depositados durante a proto-abertura oceânica. O fato de que esta camada recobre o embasamento,
com velocidades de 6 + km/seg, considerado Pré-cambriano, na secçio GG', entre as
sonobóias 233-236, demonstra que o embasamento aqui foi mais profundo do que ao sul (BCD),
durante o rifteamento.
A camada de 4.30 km/seg também é encontrada, na Bacia de Santos, ao norte da sonobóia
238, imediatamente acima do-embasamento continental (Ewing et alii, 1969), e foi datada como
Cretáceo Inferior (PETROBRÃS com. pessoal). A relação entre a escarpa e o rifteamento inicial do
oceano Atlântico sugere a mesma idade (Cretáceo Inferior) para a camada 4.30 km/seg em GG' e em
BCD.
A camada acústica superposta a aquela de 4.3 km/ seg em GG' abrange velocidades entre
2.40 e 3.20 km/seg, não sendo afetada pela escarpa. Na secção BCD duas camadas apresentam
velocidades entre estes limites, uma de 2.45 km/seg e a outra de 3.40 km/seg. A inferior parece
transgredir sobre o embasamento continental. Por isso, foi correlacionada com a transgressão do
Cretáceo Superior, ocorrida na área de Sonborombon, Argentina (360 30 S), conhecida como cielo
transgressivo . Rocanense (Maestrichtiano-Paleoceno) (CONOCO OIL, Com. pessoal).
A camada de 2.60 km/seg se desenvolve sob a forma de cunha progradacional. Pode
correlacionlU' em idade como conglomerado Pré-Mioceno, atingindo pelo poço de Mostardas.
devido a mudanças de facies pela distância da fonte, deve ser constituída por elásticos finos.
Porém,
A camada de 2.0 km/seg que recobre, discordantemente, o alto do embasamento, no
perfil 238 da secção GG', pode ser encontrada, na secção BCD, como uma seqüência progradacional
de rápido espessamento. Como esta camada se estende às partes mais rasas da bacia, ela é correlacionável,
na plataforma, à transgressão miocênica, bem documentada por Closs (1964). A rápida
progradação dos sedimentos miocênicos, na plataforma foram discutidos por Butler (1970). Ele
relaciona a mesma com o rejuvenecimento da Serra do Mar, descrito por Bigarella e Andrade (1965).
A velocidade de 1.80 km/seg para a camada superficial é teórica. Ela deve abranger
sedimentos depositados desde o Mioceno Superior até o Pleistoceno-Holoceno.
Durante a redação final deste trabalho, foi concluída a perfuração do poço 2-RSS-1, na
plataforma continental do Rio Grande do Sul, ao largo da Falha de Rio Grande, próximo ao perfil
131 da secção DEF. Os sedimentos perfurados são constituídos de elásticos finos em quase sua
totalidade. (PETROBRÁS, com. pessoal).
O topo do Aptiano foi pêrfurado a 4160 m de profundidade, alcancando, portanto, a
camada de 3.60 km/seg próximo ao contacto com a de 4.25 km/seg subjacente, que teria idade aptiana
ou mais antiga. O topo do Maestrichtiano (Cretáceo Superior), perfurado a 3900 m, é corre-

292 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
lacionável ao topo da camada de 3.60 km/seg. Sedimentos do Mioceno Inferior foram perfurados a
1300 m, o que corresponde à camada de 2.35 km/seg. Os refratores de 2.65 e 3.15 km/segpossuem
idade terciária pré-Mioceno pois o Paleoceno foi atingido a 3550 m,o Eoceno médio a 2800 m e o
Oligoceno superior a 1900 m.
Estas correlações, de um modo geral, confirmam as idades sugeridas. anteriormente à
perfuração do 2-RSS-l, para os refratores presentes na Bacia de Pelotas.
Na Bacia de Santos. vários poços foram perfurados pel~ PETROBRÃS. na área da plataforma
continental. Cinco foram localizados na plataforma média, entre Rio e 25°30' S e um foi executado,
na borda da plataforma de São Paulo, determinando a seqüência litológica desde o Cretáceo Inferior.
Um dos poços penetrou o embasamento de rochas basálticas, correlatas às lavas
Serra Geral, a uma profundidade relativamente rasa de 2.80 km. No centro da bacia. a secção possui
uma espessura máxima de 8 km, determinada por Leyden et alii (1971) através de sísmica de refração.
A camada de 5.4 km/seg, correlacionada 1as lavas Serra Geral, encontra-se no centro da
bacia a uma profundidade de 4 km.
A primeira transgressão marinha, na bacia de Santos. evidenciada pela deposição de sal.
é datada como Cretáceo Inferior, possivelmente Aptiano. Clásticos finos, de idade cretácea inferior,
capeiam concordantemente o sal. exceto em áreas de diapirismo. Estes elásticos são seguidos de
uma seqüência predominantemente calcária. de idade Albiana-Santoniana. Nas áreas nordeste da
bacia. red-beds grosseiros foram depositados do Cretáceo' Inferior ao Oligoceno, e graduam lateralmente
a elásticos de idade paleocênica a oligocênica. Carbonatos do Paleoceno ao Plioceno, são encontrados
em áreas com mudanças de facies. Finalmente o Pleistoceno e Holoceno são representados
por areias que capeiam o piso oceânico atual.
Da descrição acima. toma-se evidente que a mudança de facies controla a litologia em
toda a bacia e que a correlação da mesma com a secção sísmica GG' só poderá ter caráter tentativo.
Grande volume do pacote sedimentar. ao norte do perfil 238. é l't'!presentado por camadas
com velocidades entre 3.65 e 2.70 km/seg. Como a porção norte da secção GG' está localizada,
na borda sul da Bacia de Santos. estas velocidades devem originar de clásticos marinhos. de
idade Cretáceo Superior a Terciário. Depósitos salíferos não foram encontrados, no poço mais
próximo à secção GG' ao sul. Velocidades médias de 4.4 km/seg podem ser provenientes de carbonatos
superjacentes ao basalto. As lavas Serra Geral podem, por sua vez, estar representadas
pelo mais profundo refrator, com velocidade de 5.45 km/seg.
A natureza do alto no embasamento acústico, identificado no perfil 238, implica em considerações
geológicas importantes. O centro da ~ecção GG' está situado ao largo de Torres. onde
lavas da Serra Geral afloram na costa e capeiam 800 m de sedimentos da Bacia do Paraná. assentados
sobre embasamento granítico (Northfleet et alii. 1969). Estes sedimentos representam o terminalleste
de um ramo da Bacia doParaná. denominado sinclinal de Torres. Dois arcos mergulhando
em direção ao continente são responsáveis pelo afloramento de sedimentos Paleozóicos e do escudo
Pré-cambriano
(Fig. 1).
em ambos os flancos dos derrames Serra Geral ao longo do sinclinal de Torres
No centro da, secção GG', ao invés da continuação do sinclinal de Torres, foi detectado
um alto estrutural. Este já havia sido sugerido
mento traçado por Leyden et alii (1971) .
anteriormente pelo mapa de contorno de embasa-
Na hipótese do embasamento acústico raso, identificado pela velocidade de 6.0 km/seg.
representar o escudo Pré-cambriano. estaria implícito o término da Bacia do Paraná entre a costa e a
secção GG' situada a 50 km da costa. Nesta interpretação, o alto estrutural representaria um horst
desenvolvido durante a formação das Bacias de Santos e Pelotas através de falhamento.
Sanford e Lange (1969) demonstram que uma fissura. percorrendo o centro do sinelinal
de Torres e por eles denominada Torres-Possadas. foi responsável pela extravasão de lava no sul da
Bacia do Paraná. Uma alternativa na interpretação do alto estrutural, observado no perfil 238, seria
que este alto representa um dique ou neck de lava. prolongamento da extrusão Torres-Possadas.
Neste caso o embasamento Pré-cambriano permaneceria mascarado, abaixo da refração de 6.0
km/seg no perfil 238.
Não existem medidas de velocidade compressional para diques, presentes na Bacia do
Paraná. Velocidades para lavas Serra Geral, intercaladas com arenitos eóleos (Fm. Botucatu),
variam entre 4.5 e 6.0 km/seg (PETROBRAS, com. pessoal). Diques associados a zonas de fratura,

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294 ANAIS 00 XXV'" CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
A secção IJK, descrita anteriormente, foi executada com o intuito de se detectar uma
possível ligação entre o alto estrutural, observado no perfil 238, e um alto de embasamento, obtido
na linha LM dereflexão sísmica, efetuada durante o cruzeiro C-16 (fig. 1). A ausência de um alto
pronunciado, na linha IJK, decorreu da falta de continuidade desta linha, pois, durante o Cruzeiro
VEMA -31, efetuado em 1974, ficou positivamente identificada a continuidade do alto do embasamento,
partindo da sonob6ia 238, ligeiramente ao sul da secção IJK (Leyden, com. pessoal). Esta
continuidade é também demonstrada pela batimetria, especialmente pela isóbata de 2000 braças,
que é cortada pela secção LM (Fig. 1). Tais considerações muito favorecem a hipótese da associação
de uma fratura oceânica com a fissura Possadas-Torres, sendo conseqüentemente o alto de embasamento
observado no perfil 238 de origem vulcânica.
CONCLUSOES
Perfis de refração sísmica, executados através de sonobóias, na parte submersa da Bacia
de Pelotas, revelam a presença de uma escarpa continua que se estende paralelamente à costa, sob
a atual plataforma continental. A espessura sedimentar aumenta de 1.5 km, na zona interior à'escarpa,
para um máximo de 8 km na área ao largo da meslDll.
Na parte sul da Bacia de Pelotas, a escarpa parece delinear o contacto entre a crosta
continental e a oceânica e pode estar relacionada com o rifteamento inicial, entre a América do Sul e
a África. No norte da bacia, a camada oceânica 2 não foi identificada, na base da escarpa, que se
localiza próxima à costa.
Sedimentos, com velocidade compressional de 4.50 km/seg, formam uma cunha na base
da escarpa e são contemporâneos a ela, exceto ao longo da plataforma de Torres, onde a escarpa é
recoberta por estes sedimentos. Uma idadecretácea é sugerida para estes sedimentos.
Após uma transgressão no Cretáceo Superior, que é marcada pela camada de 3.30
km/seg de velocidade média, sedimentos de idade Terciário Inferior possuindo velocidades entre
3.50 e 2.40 km/seg progradaram através da bacia profunda.
Uma camada acústica com 2.0 km/seg recobre até as partes mais rasas do embasamento
continental e marca a primeira deposição sedimentar sobre toda a bacia. A base desta camada é
correlacionada aos mais antigos sedimentos marinhos encontrados na planície costeira, e que são
datados como Mioceno Inferior.
Um alto de embasamento foi encontrado na plataforma continental, adjacente à Torres.
Este alto separa a Bacia de Pelotas da Bacia de Santos que jaz ao norte. Duas hipóteses são
apresentadas para a natureza deste alto; um horst Pré-cambriano, formado durante o falhamento
das bacias circundantes, ou então uma intrusão de origem vulcânica, relacionada com a zona de
fratura Torres-Possadas. A continuidade deste alto por mais de 300 milhas ao largo favorece a
segunda hipótese.
A secção na plataforma da Bacia de Santos mostra o embasamento Pré-cambriano
sotoposto li uma camada de 5.40 km/seg, provavelmente correlacionável às lavas Serra Geral.
Acima, uma camada de 4.40 km/seg possivelmente representando carbonatos do Cretáceo Inferior,
é recoberta por outra de 2.70-3.60 km/seg cuja idade pode ir do Cretáceo Superior ao Terciário.
A camada de 2.0 km/seg estendendo sobre o alto interbacinal é correlacionada com a
secção miocênica da Bacia de Pelotas.
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INTERPRETACÃO DE TESTEMUNHOS COLETADOS
NA MARGEM CONTINENTAL SUL BRASILEIRA
DURANTE A OPERAÇÃO GEOMAR VI
RENATO OSCAR KOWSMANN* ,MARCIO PAULO DE ATAÍDE COSTA*
ABSTRAcr
studied in order
Fourt...n short cores taken along the continental
to understand the facies reJationships of QuaternaIy
she1f and sJope off Rio Grande do Sul during
sedimento preaent in the area. Tha shelf ia
Geomar VI Expedition were
p ently nan depoeitional and is
covered by relict sedimento.
The inner shelf cores are general1y composed of thin aIternating layers of muddy sand, sandy mud and with abundant moluak
shells
shelf.
present in ths more sandy parts of the cores. Extensive reworking of the full length of the cores reflects the high ell8rgy condition of the inner
Cores from the mid-shelf are muddy and compl8tsly homogenous. These deposite cover an a lobato in shape and are believed
to be lagoonal in origin, accumulated before the hoJocene transgr8asion. The short cores penetrated only marine muds, however.
The outer shelf cor.. are ComP08ed of biogenic sands alternating with sandy muds and muds. Although the msjority of the
moJu8ks and foraminifera are characteriatic of mid. shelf and are only somewhat displaced in the pleSent bathymetry, their broken state of pre_.
vation suggesto a short period
supports a lowering of seaJevel
of exp08ure to a high energy environment. Abundant coarse iImenite
during the Pleiatocene to the limito of the p ent outer shelf.
graillll UIOCiated with the biogenic sedimento
Cores taken aJong the continental sJope are predominantly muddy and Jocally landy, rich in p1anktonic foraminifera. In one
core, planktonic species abundant in the first 15 cm practically diasppear giving way to muds with f_ benthic species beJow. This fauna! boun.
dary ia believed to represent the Holocene/Pleistocene coÍttact. .
In general, the co collected during Geomar VI are toa short to revealltratigraphic
truction of the Quaternary depends ..sential1y on obtaining longer co and on C14 dating.
relationshipl. The paleogeographic recono.
INTRODUÇÁO
Durante os meses de abril e maio de 1973 foi realizada a Operação GEOMAR VI na margem
continental sul brasileira, como parte do Projeto Rio Grande, pertencente ao Programa Plurianual
de Geologia Marinha e Geofisica.
Executada à bordo do navio oceanográfico Almirante Saldanha da Diretoria de Hidrografia
e Navegação do Ministério da Marinha, teve a operação como principal objetivo o estudo
da sedimentação Quatemária na plataforma, talude e sopé continentais, compreendidos entre Rio
Grande (RS) e Cabo Santa Marta (SC).
Coube à CPRM além da chefia científica, o processamento e interpretação de testemunhos
coleta dos durante a operação. Propôs-se com este estudo caracterizar em subsuperfície as
facies sedimentares superficiais descritas por Zembruscki (1967), Martins, Urien e Eichler (1967) e
ainda sumariamente pelos técnicos do PROJETO REMAC, durante o Cruzeiro Águas Rasas-tratos
1 e 2. Estes dados e aqueles obtidos durante a Operação Geomar VI foram aqui integrados na confecção
do mapa de facies preliminar (Fig. 1).
OPERAÇÁO DE BORDO
A coleta de testemunhos foi realizada por meio de um testemunhador à pistão, em cujo
interior se inseriu um barrilete de plástico PVC de 140 cm de comprimento e 4 em de diãmetro interno.
Foi utilizada uma queda livre variando de 4 a 5 m.
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298 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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Deste modo foram coletadas 47 testemunhos entre Rio Grande e Torres (RS) e cujos
comprimentos oscilavam entre 12 cm e 134 cm. Ficou constatado que para amostras obtidas em
profundidades superiores a 200 m, a recuperação de testemunhos decresce com o aumento de
profundidade da lamina d'água, devido a problemas operacionais. Para amostras coletadas a menos
de 200 m de profundidade, a natureza do fundo torna-se o fator controlador da recuperação, sendo
esta melhor em sedimentos terrigenos finos e pior em biodetritos grosseiros (Fig. 2).
PROCESSAMENTO EM LABORATÚRIO
Dos 47 testemunhos coletados foram selecionados 14 para imediato processamento,
baseando-se na sua localização proxima aos bordos das facies, no seu comprimento e na sua distribuição
regional, visando um melhor recobrimento da área amostrada. A localização dos testemunhos
selecionados pode ser vista na Figura 1 e na Tabela 1.
A sua relação com as faeies superficiais é mostrada na Figura 1 e na Tabela 2.
O processamento dos testemunhos foi realizado no laboratório de Geologia Marinha do
Instituto de Geociências da UFRJ, por contar este com equipamento de raios X para tomada de
radiografias e aparelhagem necessária ao seccionamento dos barriletes de PVC.
Os testemunhos foram radiografados ainda no interior dos barriletes de PVC, em secçôes
de 37.5 em, de acordo com as técnicas descritas por Dantas de Oliveira (1972). A finalidade
desta técnica consiste em detectar estruturas primárias não perceptíveis a olho nu, que poderiam ser
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A AREIA LAMOSA
X LAMA ARENOSA
destruídas quando na abertura dos testemunhos. O equipamento utilizado foi do tipo convencional
médico, te.do sido empregado filme Kodak AA de caráter industrial para curto tempo de exposição.
Logo após a tomada de radiografias, os tubos de PVC foram serrados longitudinalmente
em dois lados diametralmente opostos e dispostos perpendicularmente à seção radiografada correspondente.
Para isso utilizou-se uma bancada dotada de serra elétrica rotativa que corre ao longo
de trilhos metálicos. Com o emprego de uma lâmina afiada, seccionou-se em seguida a fina camada
de plástico restante.O testemunho foi então seccionado por meio de um fio de nylon retesado, dividindo.o
em duas secções longitudinais idênticas.
Imediatamente fotografou-se uma das secções longitudinais, enquanto na outra eram
descritas a cor, litologia, estrutura, contactos basais e manchas.

300 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 1
ESTAÇÃO PROF. LATS LONG W COMPRIMENTO
TESTEMUNHO (m) (em)
G340 872 32°34' 050°09' 97
G341 161 32°29' 050°25' 123
G342 100 32°21' 050°33' 134
G344 78 32°14' 050°51' 77
G346 44 31°52' 051 °10, 102
G349 60 31 °24,5' 050°41' 90
G362 135 31°06' 049°46' 105
G363 108 30°57' 059°04' 115
G365 25 30°48' 050°24' 110
G368 70 30°25' 049°42' 115
G369 114 30°31' 049°24' 117
G378 106 30°01' 049°12' 132
G384 38 29°19' 049°21' 117
G389 282 29°48' 048°11 ' 125
TABELA 2
FACIES TESTEMUNHOS
Arenoso interno G346
Transição interno G 344, G 349, G 363, G 365, G 368, G 384
Lamoso Central G 342, G 369, G 378
Transição externo G 341
Biodetrltieo G362
Larnoso de talude G 340, G 389
Dos 14 testemunhos radiografados apenas 12 foram abertos e descritos. Os testemunhos
G 344 e G 378 não foram utilizados por ter-se obtido informação suficiente com os demais, de maior
comprimento.
DESCRIÇAO DOS TESTEMUNHOS
Em geral as radiografias dos testemunhos mostram grande pobreza de estruturas
primárias diagnósticas. Não é sabido se isso se deve às condições de tensão oscilante durante as
operações com o aparelho de raios-X, ou se estas estruturas são naturalmente ausentes. As diferentes
litologias aio caracterizadas por apresentarem contatos irregulares e grande homogeneidade interna.
Os testemunhos provenientes da plataforma interna apresentam uma alternância de
leitos constituídos por areias lamosas, lamas arenosas e lamas de espessuras variadas e cujos contatos
são geralmente gradacionais. Em geral os leitos mais arenosos são mais ricos em material
biogênico, constituído principalmente de valvas de pelecípodos. Estes leitos são normalmente de
tonalidade cinza escura esverdeada, enquanto os leitos predominantemente lamosos são de cor preta
esverdeada. Destes testemunhos o G 384 demonstrou ser de maior interesse por conter, em subsuperficie,
uma camada de 26 cm de cascalho biodetrítico. As conchas de moluscos, que perfazem a
quase totalidade do depósito apresentam-se quebradas e desgastadas, evidenciando um retrabalhamento
e provável exposição subaquosa em ambiente de alta energia. Mais abaixo, foi encontrada
uma sequência lamosa homogênea, plástica mas de textura superficial áspera, de cor cinza média
azulada completamente destoante com outras zonas argilosas. Na descrição litológica identificamos
a referida como lama basal (Lv). Uma lama semelhante encontra-se na base do testemunhos G 346.
Inspeção rápida dos microfósseis mostrou ter esta lama características marinhas. A mineralogia de

--.
KOWSMANN, COSTA 301
argilas revelou a presença de illita e camada mista illita-montmorillonita em péssimo estado de cristalização,
mas de características mineralógicas semelhantes às argilas superjacentes do testemunho.
Os testemunhos obtidos nas facies lamosas do centro da plataforma, são contituídos de
lama plástica cinza oliva totalmente homogênea. Microfósseis presentes são de carácter puramente
marinho.
Especial atenção foi dada ao testemunho G 362 obtido nafacies biodetrítica da plataforma
externa. Este testemunho apresenta intercalações de sedimentos biodetríticos com sedimentos
terrígenos que vão de areia lamosa a lama. A espessura da camada biodetrítica superior, medida no
bordo das facies, é de apenas 13 cm. Os biodetritos encontram-se quebrados mas pouco desgastados,
mostrando terem sido submetidos a ambientes de alta energia por curto período de tempo. A
fauna predominante, no entanto, é característica de plataforma média e parece estar em ligeiro
desequilíbrio com a profundidade de 135 m, em que foi obtido o testemunho.
O estudo mineralógico ao longo do testemunho revela a presença de ilmenita arredondada
de granulometria bastante gro~seira, associada a quartzo de granulometria bem menor e anguloso,
sem equivalência hidráulica. Quartzo arredondado, compatível com a granulometria dos minerais
pesados, só é encontrado prenchendo orifícios debriozoários e interior de conchas. Estas características
demonstram a existência de pelo menos dois grupos ambientais; o quartzo e ilmenita com
equivalência hidráulica foram depositados em ambiente de maior energia e parecem ser posteriores à
fauna. O quartzo fino anguloso pertence a um ciclo muito posterior e está em equilíbrio com o ambiente
da plataforma externa atual. Próximo à base encontramos a mesma lama de características peculiares
descrita também nos testemunhos G 346 e G 384. No entanto, os últimos 3 em inferiores
revelam a presença de um leito biodetrítico de fauna idêntica àquela presente na parte superficial do
testemunho.
Os testemunhos, da região do talude, apresentam lamas mais ou menos arenosas, com
conteúdo variável de foraminiferos planctõnicos. Foi verificado, durante a descrição de bordo das
amostras superficiais que, em geral, o teor de foraminíferos planctônicos aumenta consideravelmente
em direção ao sopé continental. No testemunho G 340, obtido a uma profundidade de 870 m, obserVou-se
que o teor de foraminíferos planctônicos descresce do topo para a base. Embora não se
constatasse um contato realmente brusco, o teor máximo de foraminíferos se limita aos 15 cm
superiores do testemunho.
Um sumário das litologias descritas acima é apresentado na Figura 3.
Relações Ambientais
DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
A litologia encontrada na plataforma interna evidenciou um ambiente de alta energia e
de retrabalhamento intenso. Curray (1960) constatou que na plataforma interna do Golfo do México,
o retrabalhamento atinge 1,5 m abaixo da superfície, o que equivale ao comprimento total dos
testemunhos obtidos na GEOMAR VI. A plataforma continental sul constitui um ambiente de
muito maior energia do que a região do Golfo do México e portanto é de se esperar um retrabalhamento
ainda mais intenso. Villwock (1972) mostrou, a partir de considerações hidrodinâmicas na
costa riograndense, que o retrabalhamento do fundo por ação de vagas passa a atuar à profundidades
menores de 45 m de lâmina d'água, englobando pois grande parte da plataforma continental
interna. Durante condições pós-frontais de ondulação, o nível de base da onda deve atingir profundidades
ainda maiores.
A homogeneidade dos testemunhos obtidos no centro da facies lamosa da plataforma
média, mostra por sua vez a dificuldade de mobilização destes sedimentos, em relação àqueles mais
arenosos situados internamente. Aliás, a própria regularidade e permanência da facies lamosa é
prova de que pode ser considerada relicto.
A interpretação ambiental dos sedinÍentos depositados na facies biodetrítica de plataforma
externa constitui () problema de maior interesse. Como foi visto anteriormente, a fauna embora
possuindo elementos pertencentes a ambiente raso, é de um modo geral representativa de
profundidades médias. No entanto o seu aspecto quebrado e a mineralogia associada invocam um

302 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
~I- P. EXTERNA
PLATAFORMA IN"TERNA P. MÉDIA
........... E ,.LUDE
CONVENÇOES
.. LITOLOGIA ..
ano ~.O
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CONTATOS
110
TESTEMUNHOS DA PLATAFORMA CONTINENTAL SUL - OPERAÇÃO GEOMAR VI
- ..-.
120 ----8,...'
Fig.3
ambiente de alta energia pretérito. Com base nestes dados podemos sugerir a seguinte reconstituição
paleogeográfica.
Grande parte da fauna foi depositada em um ambiente de plataforma média, um pouco
mais raso do que o ambiente batimétrico atual. Posteriormente ocorreu um abaixamento do nível do
mar que propiciou a deposição de minerais como ilmenita e quartzo grosseiros, que preencheram as
carapaças da fauna pré-existente. Este ambiente de alta energia deve ter sido de curta duração, pois
provocou apenas o fraturamento das conchas sem grande desgaste e contribuiu apenas com uma
pequena quantidade de fauna costeira. Em seguida uma nova transgressão afogou estes depósitos
até a linha batimétrica atual, permitindo apenas uma contribuição de quartzo fino e anguloso.
A litologia apresentada pelo testemunho G 340 pode ser considerada típica do talude.
Curray (1960) mencionou que no Golfo do México, testemunhos de talude apresentam-se ricos em
foraminíferos planctônicos no topo, tomando-se pobres em direção à base. Esse decréscimo em
componentes planctônicos foi ocasionado pelo maior fluxo de sedimentos terrígenos, ocorrido
durante o Pleistoceno quando o nível do mar era mais baixo. Com a subsequente transgressão Flan.
driana, a fonte de sedimentos terrígenos foi afogada, propiciando a deposição de material estritamente
pelágico, composto por foraminíferos planctônicos. Baseando-se nestes dados Curray (1960)
verificou que a espessura de sedimentos holocênicos depositados no talude é de apenas 1 m. Na
costa leste dos Estados Unidos, Emery e Uchupi (1972) mencionam espessuras de Holoceno da oro
dem de 1 a 4 m no talude superior, decrescendo provavelmente para 0,5 m no sopé continental.
Baseando.se na análise da fração grosseira do testemunho G 340 e ainda adotando-se os
critérios empregados por Curray (1960) para a definição do limite Holoceno/Pleistoceno, podemos
sugerir uma espessura de sedimentos holocênicos da ordem de 15 em no talude sulriograndense.
Relações Estratigráficas
Constatou-se durante a fase operacional que, em linhas gerais, os sedimentos capeadores
da plataforma consistem em uma faixa lamosa central, encaixada em depósitos de caráter
mais arenoso.
Kowsmann (1973) notando a semelhança entre esta seqüência sedimentar e aquela que

KOWSMANN, COSTA 303
ocorre na planície costeira riograndense, aventou a hipótese de que a facies lamosa central representasse
uma faixa lagunar pretérita, hoje afogada pela transgressão flandriana.
Jost (1971) e Villwock (1972)determinaram que durante o Holoceno, vários ciclos transgressivos
e regressivos atuaram na planície costeira riograndense, sugerindo que os mesmos atingiram
a plataforma continental. Kowsmann e Costa (no prelo) mostraram evid~ncias de paleolinhas
de costa localizadas à atual profundidade de 60 m e 110m. De antemão era de se esperar que se existissem
depósitos de caráter lagunar-salobro, estes já estariam capeados por lamas marinhas depositadas
após o afogamento final ocorrido durante a transgressão flandriana. A possibilidade de
atingir os depósitos lagunares em subsuperfície dependeria pois da taxa de sedimentação marinha
posterior.
Como foi visto, os testemunhos analisados para bioestratigrafia, incluindo aquele obtido
na facies lamosa central, penetraram somente sedimentos marinhos. Devido ao curto comprimento
dos testemunhos não podemos excluir a possibilidade de existirem sedimentos lagunares em subsuperfície,
de acordo com o modelo sugerido.
Um perfil sísmico de reflexão rasa, executado durante a Operação GEOMAR VI, revelou
a presença de canais soterrados por aproximadamente 42 m de sedimentos, na plataforma interna
e média (Kowsmann, 1973). Estes canais foram interpretados como representando uma
drenagem subaérea pleistocênica, sendo pois os sedimentos superjacentes de idade Holocênica. Um
furo de sondagem em Palmares do Sul estudado por Closs (1970), revelou uma espessura holocênica
de 50 m. Portanto, mesmo que o pacote de sedimentos marinhos fosse apenas 10% do total depositado
durante o Holoceno, este seria ainda demasiadamente espesso para ser vasado por um testemunhador
de 1,5 m. Neste caso extremamente otimista os sedimentos lagunares de subsuperfície
teriam uma espessura de 45 m. Emery e Uchupi (1972).mencionam que sedimentos lagunares normahnente
possuem uma espessura em torno de 10 m.
De um modo geral os testemunhos obtidos nos bordos das facies mostraram apenas uma
interdigitação por retrabalhamento com as facies vizinhas. O melhor exemplo é mostrado pelo testemunho
G 362, representativo da fácies biodetrítica de borda de plataforma. Este revela intercalações
de leitos biodetríticos com sedimentos terrigen08 mais finos. Os testemunhos da zona de
transição interna mostraram-se transicionais também em subsuperfície, com a presença de sedimentos
lamosos intercalados com leitos mais ou menos arenosos. Não foi verificada uma clara tendência
granulométrica em direção ao topo ou base dos testemunhos.
O estudo dos testemunhos da GEOMAR VI mostrou claramente a necessidade da obtenção
de testemunhos longos, na tentativa de uma reconstituição paleogeográfica da plataforma
sulriograndense. Por outro lado, a coincidência entre a sequência areia, lama e biodetritos, observada
no furo realizado em Palmares do Sul (Closs, 1970) e que constitui o pacote sedimentar holocênico
na planície costeira (Formação Chuí; Jost, 1971), com a sequência horizontal areia, lama e
biodetritos, observada superficialmente na plataforma continental, sugere que um estudo detalhado
dos sedimentos superficiais, incluindo datação por C14' seja de maior valia na ausência de testemunhos
de comprimento suficiente.
CONCLUSOES
Os testemunhos da plataforma interna se caracterizam pela alternãncia de camadas de
pouca espessura constituídas de areias lamosas, lamas arenosas e lamas, com biodetritos predominantemente
bivalvos abundantes nos leitos mais arenosos. Esta litologia evidencia um retraijalhamento
intenso, que possivelmente atinge a base do testemunho e caracteriza a plataforma interna
como sendo de alta energia.
Os testemunhos da plataforma média são lamosos e completamente homogêneos. A
microfauna associada é francamente marinha nos primeiros 120 em que correspondem ao comprimento
do testemunho. A homogeneidade e individualização desta facies mostra que a energia atual
na plataforma média é muito menor que aquela na plataforma interna. Essa menor energia permite
li preBervação deetetJ depótJitotJ cQDl:lidertWQe relictos.
Os testemunhos da plat"aforma externa são constituídos por areia biodetrítica, alternando
com lama arenosa e lama em subsuperfície. Embora a fauna seja apenas ligeiramente discrepante
com a batimetria atual, o seu estado de preservaçâo reflete uma fase pós-deposicional em ambiente
-

304 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
de alta energia. provavelmente provocada por oscilações eustáticas. A minerologia associada parece
corroborar esta interpretação.
Os testemunhos do talude são caracterizados pela presença de lama homogênea localmente
arenosa e com foraminíferos planctônicos. O decréscimo verificado em um testemunho das
formas planctônicas, a partir do nível situado a aproximadamente 15 cm do topo, sugere que esta
seja a espessura total dos sedimentos holocênicos no talude inferior.
Os testemunhos coletados na Operação GEOMAR VI são demasiadamente curtos para
revelarem relações estratigráficas diretas entre as facies. A reconstituição paleogeográfica do
Quatemário dependerá essencialmente de testemunhos mais longos, ou de estudo das amostras
superficiais com ênfase na datação por C14.
AGRADECIMENTOS
Gostaríamos de agradecer ao Senhor Comandante Capitão de Mar-e-Guerra Claudio de
Azevedo Monteiro Bastos e a toda oficialidade e tripulação do Navio Oceanográfico Almirante Saldanha,
pela execução da Operação GEOMAR VI.
Ainda ao Professor Dieter Muehe que facultou o uso do laboratório de Geologia Marinha
do Instituto de Geociências da UFRJ para estudo dos testemunhos.
BIBLIOGRAFIA
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~.~-_._-

GEOLOGIA COSTEIRA E SEDIMENTOS
DA PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA
ODIMO FRANCISCONI*, MARCIOPAULO DEATAIDE COSTA*,
MARIA GLÍCIA DA NOBREGA COUTINHO**, MARCO AURELIO VICAL VI***
ABSTRACT
Thia study is an effort to correlate the available data on Brasilian coastal geology with the continental shelf sediments.
Off Rio Grande do Sul state the shelf sediments revealed the influence of adjacent coastal basic rocks. East of Gun.pi river the
coastal source rocks were mainJy sedimentary. To the northwest of this river, however, shelf sediments were derived form the Amazon drainage
system, which contributes mainly metamorphic minerais. From Ceara state all the way to Cape Santa Marta, shelf sediments reflect an undi.
ferentiated metamorphic source.
ln general textural characteriatics of the terrigenous sediments. rather than their mineralogical content, reveal the direction of
sedirnent transport along the shelf.
Three ancient shorelines were identified along certain sections of the shelf, reflecting sealevel stillstands near thepresent 110,60 and
30 m bathimetric contours. These were based on the geometry of the mapped facies their mineralogy and maturity and also on regional shelf morphology.
The different relationships between muddy sediments and the 60 m contourline, along the SAo Paulo embayment and southern Rio
Granda do Sul, suggests a different age for the deposition ofthe muds in the two above mentioned aress.
Finally a compariaon ia drawn between the sedimentation off the Amazon mouth and sedimentary events established for the Rio
Grande do Sul coas tal plain.
INTRODUÇÃO
O mapa, ora apresentado, integra a geologia costeira e os sedimentos de plataforma e é
uma tentativa de reunir, no atual estágio de andamento do Projeto REMAC, todos os dados
geológicos disponíveis.
Da parte emersa plotou-se os dados geológicos referentes a faixa de 50 a 100 km, con.
tínua ao longo do litoral. Esses dados foram compilados de inúmeros trabalhos, realizados por
vários órgãos e instituições brasileiras.
Da parte imersa, foram plotadas, praticamente, todas as amostras do Projeto REMAC,
coletadas no período de novembro de 1972 a abril de 1973, durante a realização do Cruzeiro WHOI-
Âguas Rasas e analisadas pelo Laboratório de Sedimentologia da CPRM.
Tentou-se nessa etapa, uma definição das possíveis relações existentes entre os sedimentos
de fundo da plataforma e a geologia costeira contígua.
A área de trabalho estendeu-se desde o Oiapoque ao Chuí e desde 50 a 100 km da linha
da costa, até isóbata de 200 m.
METODOLOGIA DO TRABALHO
Construiu -se 8 folhas na escala 1:1000.000, projeção policrônica, abrangendo cada uma 7 o
de Lat por 8 de Long. Utilizou-se, como base, as cartar do IBGE escala 1.1.000.000 e a General Bathimetric
Chart ofthe Oceans, escala 1:1.000.000, transportadas para a projeção policrônica.
*CPRM/REMAC
**CPRM
***DNPM/REMAC

306 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Com a finalidade de individualizar os tipos de sedimentos mais característicos na plataforma,
adotou-se delimitadores de membros-finais, os seguintes critérios:
Relações Quartzo/Feldspato:
areia ortoquartzítica - 95% a
areia subarcosiana -- 85% a
areia arcosiana - 50% a
Relações Areias Terrígenas/Biodetritos:
100% de quartzo
95%de quartzo e 5%a 15% de felsdpato
85% de quartzo e 15% a 50% de felsdpato
areia terrígena - 75% a 100% de terrígeos
areia terrígena-biodetrítica - 50% a 75% de terrígenos e 25% a 50% de biodetritos
areia biodetrítica-terrígena - 25% a 50% de terrígenos e 50% a 75% de biodetritos
areia biodetr(tica-terrígena - 75% a 100% de biodetritos
- Lama terrígena - composição terrígena > 75%
- Lama calcária - composição calcária > 75%
GEOLOGIA COSTEIRA
Para descrição dos aspectos geológicos e morfológicos da faixa costeira, foram considerados
6 trechos, de acordo com aspectos característicos da borda litorânea e com peculiaridade
dos depósitos de plataforma que lhes são relacionados
Costa da Área do Rio Amazonas
Abrangendo o trecho compreendido entre o Rio Oiapoque e a cidade de Vigia, Pará (Fig.
1). O complexo Amazônico contribui para construção de planícies pantanosas, ao longo de toda a
costa do Amapá. Os clásticos grosseiros são depositados na foz dos rios, ou ao longo de seus vales,
de relevo pouco pronunciado. Essa sedimentação recente penetra profundamente pelo continente e
está relacionada a última transgressão holocênica que, elevando o nível de base, reduziu a competência
das correntes fluviais.
Em toda zona costeira, influenciada pela descarga do Rio Amazonas, predominam extensas
planícies aluvionares que, em última análise, são uma conseqüência do fraco mar/continente,
do clima e do tipo de drenagem. Como exceção temos a área do Rio Araguari, em que sedimentos
terciários alcançam a borda litorânea.
Costa Norte
Trecho compreendido entre a cidade de Vigia e o Rio Pamaíba (Fig. 1 e 2) . A faixa costeira
é caracteristicamente sedimentar. Amplos depósitos quaternários, relacionados com a Bacia de
Barreirinhas, ocorrem entre o Rio Parnaíba e a Cidade de São Luís. Desenvolvem-se extensos campos
de dunas, na faixa litorânea. Rios, como o Negro, têm seus cursos interrompidos por essas construções
eólicas.
Entre as cidades de São Luís e vigia, a borda litorânea é extremamente recortada e como
a Amazônica, caracteristicamente afogada. No trecho entre a Cidade de S. Luís e o Rio Gurupi, uma
faixa estreita de aluviões interpõe-se entre o mar e os sedimentos mais antigos, terciários e cretáceos.
Do Rio Gurupi à Cidade de Belém, essa faixa desaparece e os sedimentos terciários chegam
até o limite oceânico. Os rios, com perfis pouco pronunciados e relacionados à Bacia de São Luí~,
apresentam sedimentação recente ampla, penetrando profundamente no continente. Na área do Rio
Gurupi, chegando até o oceano, destacam-se intrusivas graníticas.
Costa Nordeste
Trecho compreendido entreo Rio Pamaíba e o Cabo de São Roque (Fig. 2 e 3). Os depósitos
quaternários aparecem numa faixa estreita e contínua. A Formação Barreiras (terciária),

FRANCISCONI, COSTA, COUTINHO, VICAL VI 307
situada imediatamente atrás da faixa aluvionar, é constante em todo o trecho. A exemplo do que
acontece, na região de drenagem do Complexo Amazônico e costas maranhenses, a sedimentação
recente, ao longo dos rios, também penetra profundamente pelo continente, sobrepondo-se a rochas
mais antigas que o terciário.
A leste do Rio Jaguaribe, o Terciário capeia sedimentos cretáceos da Bacia Potiguar e a
oeste, rochas paleozóicas e o próprio embasamento cristalino.
Costa Oriental
regiões:
Trecho compreendido entre os Cabos de São Roque e Frio. Pode ser subdividido em duas
Costa Oriental Norte
Região compreendida entre o cabo de São Roque e o Rio das Contas (Fig. 3 e 4). Entre o
Cabo de S. Roque e Maceió, os depósitos recentes são pouco expressivos e restringem-se a ocorrências
esparsas. O Terciário é contínuo e normalmente alcança a borda litorânea. Esses sedimentos
capeiam rochas cristalinas gnáissicas e na área de Maceió, rochas cretáceas da Bacia Sergipai
Alagoas.
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CI::J
m:::::J
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~
~
lIITJTIJjj
CONVENÇÕES
CONTINENTAL
QUATERNARIO PLEISTOCENO
{ CALCARIAS
BARREIRAS
TERCIARIO PIRABAS
{ ALTER DO CHAÕ
ROCHAS
ROCHAS
ROCHAS
BASICAS
ALCALINAS
SEDIMENTARES CRETACEAS
ROCHAS SEDIMENTARES PERMIANAS
ROCHAS SEDIMENTARES CARBONíFERAS
ROCHAS SEDIMENTARES DEVONIANAS
ROCHAS METASSEDIMENTARES
VASA BARRIS
GRANITOS
XISTOS
GNAISSES / MIGMATITOS
CONTATOS LlTO OU CRONOuiGICOS
DELIMITAÇÕES DE FACEIS
FALHAS E/OU DIRECÓES DE FRATURAS
LAMA TERRíGENA
AREIA ORTOQUARTízíTlCA
AREIA SUBARCOSIANA
CONSTRUÇÕES CARBONÁTICAS
BIODETRITOS
LAMA CALCÁRIAS
Na borda W dessa bacia, os depósitos terciários capeiam rochas graníticas..
Entre a Cidade de Maceió e o Riacho Itapecuru (situado aproximadamente a 50 km ao S
do limite estadual Sergipe/Bahia), ocorrem extensos depósitos aluvionares, sendo, a linha de costa
recortada e com inúmeras baías. Sedimentação recente, ao longo dos rios, penetra continente a dentro,
capeando o Terciário e rochas pré-cambrianas. O Terciário, bastante dissecado, apenas ocasionalmente
atinge o limite oceânico e capeia rochas gnáissicas e os meta-sedimentos Vaza-Barris e
Estância.

308 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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FRANCISCONI, COSTA, COUTINHO, VICAL VI
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309

310 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Entre o Riacho Itapecuru e o Rio das Contas, praticamente desaparecem os depósitos
quaternários. O Terciário, descontínuo, alterna-se com sedimentos çretáceos, ambos chegando ao
limite oceânico. Na área do Rio das Contas, desaparece o registro sedimentar e o cristalino gnáissico
atinge a borda marinha.
Costa Oriental Sul
Abrangendo a região compreendida entre o Rio das Contas e o Cabo Frio (Fig. 4 e 5). Do
Rio das Contas até o S do Rio Doce o Terciário, capeando o cristalino gnáissico, normalmente atinge
a linha de costa. Inúmeros e extensos rios carreiam grandes quantidades de detritos para o mar,
construindo planícies aluvionares costeiras. Essas planícies podem ser observadadas nas áreas dos
rios Pardo, Jequitinhonha, Doce, São Mateus e Cidade de Caravelas.
Entre o Rio Doce e Cabo Frio o Terciário, em superfície, é descontínuo, sendo suas
ocorrências alternadas com depósitos recentes. Essa alternância de Terciário e Recente é condicionada
a uma estreita faixa, limitada por rochas cristalinas. Na área da Lagoa Feia, destaca-se extensa
planície construcional, mantendo estreita relação com a deposição elástica progradante do
ambiente marinho.
Costa Sudeste
Trecho compreendido entre Cabo Frio e Cabo de Santa Marta (Fig. 5 e 6). Neste trecho
predominam rochas cristalinas gnáissicas e graníticas, que comumente alcançam a borda litorânea.
Os depósitos quaternários podem definir 2 trechos característicos:
Trecho Cabo Frio -Ilha Bela
Os depósitos são restritos, destacando-se a planície de Araruama e aqueles relacionados
à Baía de Guanabara.
Trecho Ilha Bela - Santa Marta
Os depósitos são descontínuos porém extensos, fazendo com que a borda cristalina fique
afastada do limite oceânico. Especialmente neste trecho e também na área da Baía de Guanabara,
os depósitos relacionam-se a baías e enseadas, que construídas em posições abrigadas, retilinizam a
costa, ligando ilhas entre si ou ao continente.
Costa Sul
Trecho compreendido entre o Cabo de Santa Marta e o Arroio Chui (Fig. 7). A faixa
mapeada constitui. se numa planície arenosa quaternária, ladeando as lagoas Patos, Mirim, Mangueira,
etc. Ao norte, ocorrem sedimentos paleozóicos, mesozóicos e derrames basálticos, afastados
~e 10 a 30 km do oceano por uma faixa aluvionar contínua. Em alguns trechos os derrames basál.
ticos atingem a borda litorânea. A linha de costa migra em direção ao mar, pela contínua adição de
material arenoso, carreado pela ação marinha.
SEDIMENTOS DA PLATAFO~MA CONTINENTAL
De acordo com os critérios relacionados no item Metodologia de Estudo, foram ma.
peados os seguintes tipos de sedimentos: areia ortoquartzítica, areia subarcoseana, areia arcoseana.
areia e cascalho biodetrítico, lama terrígena e lama calcária. As transições entre esses membros.
finais foram l~vaqas em consideração no mapeamento.
Plataforma da área do Rio Amazonas (Oiapoque-Vigia) . Os sedimentos de fundo são
essencialmente terrígenos, predominando lamas e areias lamosas subarcosianas. Areias subarcosianas
e biodetritos ocorrem na parte externa (Fig. 1).

FRANCISCONI, COSTA, COUTlNHO, VICAL VI
+
+
I
/
/
/
/
/
"tO
GRANDE DO NORTE
- -----
+ +
FIG. 3
4°
0°
4°
,O'
311

312 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA

FRANCISCONI, COSTA, COUTlNHO, VICAL VI 313
Plataforma Norte (Vigia-Rio Parnaíba)
Uma extensa faixa de areias arredondadas, ortoquartzíticas, se faz presente, limitada por construções
carbonáticas da plataforma externa, Detritos originários dos calcários, distribuem-se uniformemente
pela área da plataforma (Fig. 1 e 2).
Plataforma Nordeste (Rio Parnaíba -Cabo de S. Roque)
Destaca-se uma faixa contínua de areias subarcosianas, encaixada entre a linha de praia
e construções calcárias externas. Nas porções extremas desse trecho, interpondo-se entre as areias
subarcosianas e os calcários externos, ocorre uma faixa de areias ortoquartzíticas-biodetríticas.
Costa Oriental (Cabo de S. Roque - Cabo Frio)
Costa Oriental Norte
Do Cabo de São Roque ao Rio das Contas a plataforma apresenta construções carbonáticas
próximas à linha da costa, reduzindo a ocorrência de areias ortoquartzíticas-biodetríticas a
uma estreita faixa, contígua a borda litorânea. Na região do Rio São. Francisco, a plataforma está
representada por lamas terrígenas, sendo uma interrupção no padrão sedimentar desse trecho. Em
algumas regiões dessa plataforma, especialmente ao sul do Rio São Francisco, destaca-se a ocorrência
de faixa areno-subarcosiana, interna (Fig. 3 e 4).
Costa Oriental Sul
Do Rio das Contas a Cabo Frio, as construções biogênicas estão mais afastadas da linha
de costa, devido a maior contribuição terrígena, favorecida por inúmeros cursos fluviais. As construções
calcárias biogênicas (inclusive lamas calcárias, na região de Abrolhos), caracterizam a
sedimentação predominanrte deste trecho. Os terrígenos são representados por areias ortoquartzíticas
ou subarcosianas, biodetríticas. Na desembocadura de grandes rios, ocorrem areias lamosas
e lamas arenosas subarcosianas (Fig. 4 e 5).
Costa Sudeste (Cabo Frio -Cabo Santa Marta)
A plataforma mostra a continuidade das construções biogênicas externas que, entretanto,
sofrem interrupção na altura da Ilha Bela. A frequência de bioclastos sugere uma acentuada
submissão a ações abrasivas. As construções biogênicas com alinhamento SE, gradam progressivamente
para biodetritos e, posteriormente, para areias terrígenas, ortoquartzíticas, desaparecendo
na altura de Paranaguá (Pr). Junto a costa, ocorre uma extensa faixa de areias subarcosian.ls.
Na plataforma média, ocorre lama terrígena, progradando sobre biodetrítos e areias ortoquartzíticas
biodetríticas de plataforma externa (Fig. 5 e 6).
Costa Sul (Cabo Santa Marta-Chuí)
Os sedimentos distribuem-se paralelamente à linha de costa. Na plataforma extern:.t,
uma faixa de biodetritos, associados a areias ortoquartzíticas, estende-se desde a costa sudeste, até
a altura da Cidade de Rio Grande (RS). Daí para sul, é substituída por lamas e areias lamosas
subarcosianas. Na plataforma média, ocorrem, em continuidade com a plataforma sudeste, bmas
terrígenas e lamas arenosas subarcoseanas. Na plataforma interna, destacam-se areias subarcoseanas
e ortoquartzíticas (Fig. 7).
DISCUSSÃO GERAL DOS RESULTADOS
O trecho da costa norte, entre os rios Oiapoque e Parnaíba, tem sido alvo de inúmeros
estudos, especialmente a região Rio Oiapoque-Cidade de Vigia, onde destaca-se a influência deposicional
do Complexo Amazônico.
Na plataforma continental, entre o Rio Oiapoque e a Cidade de Vigia, existe uma predominância
de pelitos subarcoseanos internos (Torres e Belo, 1973), progradando sobre areias terrígenas
(Kempf e Coutinho, 1968) (Zembruscki et alii, 1971) (Martinsetalü, 1972), subarcosea.'1as,
expostas na plataforma externa. Em frente a área de desague do Rio Amazonas, é notável a característica
deltaica progradante dos elásticos finos (Figueiredo Jr. et alii, 1972).
A faixa de areias terrígenas, expostas na plataforma externa, é o registro de depósitos
de águas rasas (Milliman et alii, 1972), numa fase de mar regressivo, durante o Wisconsiniano (Santos,
1972). Essas areias correspondem à superfície de afloramento da Forrnação Tucunaré (denominação
dada por Schaller e Vasconcelos, 1971), representada por 700 m de espessura de sedimentos,
no Furo l-APS-l da PETROBRÃS e com idade abrangendo desde o Plioceno até o Holoceno.

314 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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FRANCISCONI, COSTA COUTINHO, VICAL VI 315

316 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
x
x

FRANCISCONI, COSTA, COUTINHO, VICAL VI 317
Essa formação, com características predominantemente continentais, estende-se, lateralmente, por
toda a bacia sedimentar da foz do Amazonas, transgredindo seus limites (Schaller e Vasconcelos,
1971) e sobrepondo-se, discordantemente, a sedimentos mais antigos, fora de seu centro principal de
deposição. A Figura 8 representa a Formação Tucunaré, recobrindo sedimentos marinhos do
Mioceno Superior, na bacia sedimentar da Foz do Amawnas. Fora dos limites dessa bacia, sobrepõe-se
ao Mioceno Inferior marinho (Formação Pirabas) ou continental.
I.L.I
a::

318 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
o assoreamento Wisconsiniano dos elásticos, na plataforma norte, tem correspondêcia
com os depósitos marinhos das formações Chuí e Guaíba, no Rio Grande do Sul, que segundo Jost
(1971), são resultantes de um evento transgressão/regressão, no Pleistoceno Superior.
Se a fase transgressiva do Wisconsiniano Médio permitiu uma distribuição dos sedi.
mentos amazônicos, até ao Rio Gurupi, a fase regressiva, no final do Wisconsiniano e correspondente
ao último mãximo glacial, com nível do mar 110 m abaixo do atuai, (Curray, 1965; Kowsmann
e Costa, 1973) restringiu a distribuição dos sedimentos amazônicos à sua calha natural (Fig. 10).
A restrição dos elásticos fluviais à calha amazônica, acompanhada de um clima árido (relação
glaciação-elima; Bigarella, 1965; Damuth, 1970; McGeary, 1973), não propiciaram condições de
deposição na plataforma do Pará. Os sedimentos superficiais, depositados durante a transgressão
wisconsiniana média, associados ao recuo posterior da linha de praia e ao clima, no final do Wisconsiniano,
possibilitaram condições à formação de extensos campos de dunas, hoje novamente afo.
gados e retrabalhados pelo mar transgressivo holocênico.
FIG 10
WI~IUII:/HoI_O
A Figura 11 mostra, a leste (plataforma do Pará). uma área de areias ortoquartzíticas
arredondadas, prováveis remanescentes da deposição wisconsiniana média (transgressão), delimitada
bruscamente, ao longo da calha amazônica, pelos depósitos mais recentes do último evento
regressão/transgressão (fim do Wisconsiniano/Holoceno Inferior). AFigura 12 tenta demonstrar,
através da seção A-A', os eventos do último cielo regressão/transgressão, registrados na Formação
Tucunaré.
0--m
"
.SEDIMENTAÇÃO
A~
:
I
j
RECENTE
I
;"f-",.4-"f_
R..........
SEÇÃO HIPOTETICA A-A' (FIG 12)
CALHA"MAZONICA.
~~H~loi:~I~;/;iÊ';o'~-~~"-:'-
"~~J}"
~ .
Mo: I - LAMA AVERMELHADA(HOlOCENO MEDIO)
Z - LAMA ESCURA- SEDIMENTAÇÃO RECENTE
3. LIMITE LESTE DA SEDIMENTAÇÃO FLUVIAL
4-
NO HOLOCENO INF/MED
CLÁSTICOS DO W5CONSHANQ MÉDtO RETRAEtALHAOOS
(ARE A DAS DUNAS)
1$
- CLÁSTICOS DO WISCONSINtANO MÉDIO
6 -" HOLOCENC SUP/RECENTE (ADiÇÃO DE AIODETRITOS)
. !
DO AMAZONAS
O corpo de lama terrígena (número 1), exposto em frente a Ilha de Marajó (Fig. 11),
deve marcar a fase final da sedimentação na calha amazônica, durante a transgressão holocênica e
de acordo com Milliman e Emery (1968), pelo menos anterior a 7.000 anos. O contraste entre a co~
avermelhada do corpo n.2 1 e a cor cinza escura do corpo n2 2 poderia refletir características mais
continentais do primeiro. É também possível que a sua coloração avermelhada esteja mais es-

FRANCISCONI, COSTA, COUTlNHO, VICAL VI 319
treitamente ligada ao clima árido ou semi-árido, do último período glacial.
Na plataforma do Pará e Maranhão, a sedimentação alóctone, durante o Holoceno (Fig.
11, 12 e 2), aparentemente liga-se a abrasão das construções carbonáticas externas e transporte em
direção ao continente.
As areias ortoquartzíticas, expostas no trecho da plataforma entre o Rio Gurupi e o Rio
Pamaíba, identificam-se a aquelas a oeste do Rio Gurupi, provavelmente submetidas ao mesmo
evento, porém originárias de fonte exclusivamente sedimentar (Koppiler e Nogueira, 1973).
Em frente a foz do Rio Parnaíba, uma faixa de areias subarcoseanas, limitada por construções
carbonáticas (Fig. 3), representa deposição em um nível de mar baixo. O calcá rio da plataforma
interna, entre as faixas de clásticos, mostra características de exposição sub-área.
Desde a área do Rio Parnaíba até a Cidade de Paranaguá, observa-se uma íntima relação
entre a faixa de carbonatos, externa, e a de areias ortoquartzíticas e ortoquartzíticas biodetríticas
interna, exceto grande parte da plataforma do Ceará e da foz do Rio Paraíba do Sul.
As faixas de areias ortoquartzíticas, contíguas aos calcários e mais caracteristicamen.
te desenvolvida na plataforma de São Paulo (Fig. 6), sugerem antigos níveis de praias (Bigarella,
1965), em períodos de estabilidade do mar a profundidade de 30 e 60 m. A idade para o nível de 60 m
será em tomo de 11.000 anos, quando estimada através da curva de variação eustática do nível do
mar, nos últimos 40.000 anos (Curray, 1965).
Um terceiro nível de praia (Milliman et alii, 1972) (Vicalvi e Milliman, no prelo), constituído
de areias ortoquartzíticas biodetríticas retrabalhadas (Kowsmann e Costa, no prelo), ocorre
na plataforma externa, desde São Paulo ao extremo sul do Brasil. Esta praia relaciona-se ao nível de
mar de 110 m e, segundo Curray (op. cit.), com aproximadamente 19.000 anos.
A faixa de lama terrígena da plataforma média de São Paulo (Fig. 6), tem o limite interno
acompanhando, aproximadamente, a isóbata de 80 m e deve ter sua origem e idade relacionadas ao
nível de praia de 60 m (Fig.13).
Om
10
20
30
40
50
60
70
80
30
100
110
120
Om
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
NIVEL DO MAR
LINHA DE COSTA
__
NIVEL DE 60m
i "NIV.EL DE PRAIA"
Fig. 13 - Perfil aproximado na plataforma de S. Paulo -
baseado no mapa de fácies e batimétrico.
NIVEL DO MAR
ARENOSA/ AREIA LA A
DA PLATAFORMA EXTERNA
DE 60m(64m).
RELACIONADA AO NIVEL DE 60 m.
LINHA DE COSTA
Fig. 14 - Perfil aproximado na área sul do Rio Grande do
Sul. (dados do ecobatímetro)
N a área do Rio Grande do Sul, a faixa de lama5 terrígena5 (Fig, 7) recobre, total ou parcialmente,
o nível de 60 m (Fig. 14), sendo por conseguinte mais recente que sua congênere da área
de São Paulo. Ainda no extremo sul, o nível de praia de 110 m encontra-se coberto por areias lamosas
subarcoseanas, cuja formação e idade deve coincidir com aquelas sugeridas para a plataforma

----
320 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
de São Paulo, que seria de 11.000 anos.
De modo geral, na plataforma do Rio Grande do Sul, as faixas dispõem-se paralelamente à
costa, evidenciando predominância da distribuição granulométrica sobre os terrigenos, oriundos da
costa adjacente, na seqüência: areia subarcoseana, areia lamosa subarcoseana, e lama arcoseana. Es.
ta última contata com o nível de praia de 110 m ou com areias lamosas externas mais antigas.
A contribuição de tipo de rochas fontes, desde o Ceará ao Rio Grande do Sul, não foi
adequadamente evidenciada no presente trabalho. De notável, apenas a ocorrência de duas provincias
semelhantes, que ocorrem isoladas. Uma na plataforma externa, ao sul do Rio Grande do Sul e
a outra interna, numa pequena área próxima a Torres (RS). Ambas, mostram nítidas contribuição
de ígneas básicas, concordante com as fontes do continente adjacente. A província da plataforma
externa, ao sul, aparentemente isolada, está incluída na facies de areia-Iamosa, cuja idade relacionase
com as lamas da plataforma de São Paulo.
Pode-se prever, pela associação existente, a continuidade da provincia externa do sul,
numa faixa sub-aflorante, ao longo da plataforma do Rio Grande do Sul, até onde houve influência
de rochas básicas, isto é, até próximo ao Cabo de Santa Marta. Pode-se também prever que numa
reconstrução paleogeográfica, esta faixa permanecerá paralela ao nível de 60 m.
CONCLUSOES
As extensas faixas de areias subarcosianas, que ocorrem na parte interna, desde a
plataforma do Ceará ao extremo sul, menos mapeadas na costa oriental, devem representar assoreamento
durante a transgressão holocênica, acompanhado de um clima árido. As faixas de areias
ortoquartzíticas ~epresentam ação mecânica, durante períodos de estabilidade do mar.
Três períodos de estabilidade do mar foram constatados, sendo-Ihes relacionados an -
tigos níveis de praia:
- o nível
nhamento
- o nível
de estabilidade de 110 m, com registro nas plataformas norte e sul. Associa-lhe o ali-
de detritos submetidos a ações de praia ao longo da parte externa da plataforma sul;
de 60 m, com registro nas plataformas norte, nos bancos calcários do Espírito Santo e
sul. Associa-lhe uma faixa de areias ortoquartzíticas
- o nível de 30 m, o qual carece melhor definição.
e biodetríticas, desde Cabo Frio a Paranaguá;
Relaciona-lhe a ocorrência de antigas praias na
área da plataforma do Rio Paraíba do Sul, em toda costa oriental e Rio Grande do Sul.
As suítes mineralógicas das plataformas a nordeste do Rio Pamaíba e ao sul do Cabo de
Santa Marta, são capazes de definirem as áreas de proveniência dos materiais terrigenos. A geometria
da distribuição granulométrica dos terrigenos, reflete mais adequadamente, em vários
trechos da plataforma, as áreas de suas origens.
As relações dos corpos de lama com o nível de 60 m, nas plataformas de São Paulo e na
área sul do Rio Grande do Sul, estabelecem uma diferença de idade entre essesdepósitos.
No presente tràbalho os corpos de lamas terrígenas, de toda área sul, foram mapeadas
como único, abrangendo grande extensão. Toma-se necessário um estudo mais minucioso, para estabelecer
as áreas onde as relações estratigráficas existentes se definam adequadamente.
É previsto a continuidade subaflorante, em direção ao norte, da província mineralógica
da plataforma externa, observada na área sul do Rio Grande do Sul
Enquanto a sedimentação holocênica se fazia presente, na plataforma da foz do Amazonas,
esta se mantinha ausente na plataforma do Pará-Maranhão, caracterizando um hiato.
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SUMMARY OF REMAC-LDGO COOPERATIVE RESEARCH
ON THE BRAZILIAN CONTINENTAL MARGIN. PART I:
NORTHEASTERN BRAZILIAN MARGIN
N. KUMAR*. G. M. BRYAN*. J. C. DE CARVALHO**.
M. A. GORINI***. J. E. DAMUTH*
ABSTRACT
Since 1972, per.onnel of the Lamont-Doherty aoological Ob.ervarory of ColumbiIJ University, PaUsado., U. S. A and Projoct
REMAC (Reconhecimento da Margem Continental Brasileira) of Brazil have been engaged in a cooperative survey of the continental margin of
Brazil. We have coUected bathymetric, magnetic, gravity, .eiamic reflection, seiamic refraction, and .edimentologic date during the 1972- 74 field
_son. along more tIlan 20.000 km of .hip'. track. in tIle northea.tem Brazilian Margin. L-DOO data colJected .ince tIle early 1950'. .upplement
the work.
The following problems bave been .tudied in the nortl1ea.tem Brazilian margln: Age and eV'l.lution of Amezon Cone; origin and
age of .tructure. on nortllem Brazilian .helfi poasible w..tward extensions of ocean ba.in fracture 'z~..ÍI1to tIle continent; origin of North
Brazilian ridge. evolution of Fernando de Noronha ridge and basinõ proc of sedimentation and sediment tlúcknes. in the Guiana ba.in, and
crustalstructure and origin of Ceara riae.
Significant conclusion. to date are: Amazon cone may be a very young feature (8-15 my old); tIle compre..ional.tructures on
the shelf off Ceara and Piaui .tate. of Brazil originated between 127 and 84 my BP during the early opening of equatorial Atlantic; the equatorial
fracture zones have structural connection with kDOwn feab.1res 00 land, continental shelf, and riss, oceanic crust is present 00 either aide af the
North Brezilian ridge; there is a fracture zone south of Cbain fracture zone and tIle .ediment. in tIle margln are primarily of tu.rbidito type ratrer
than of contourite type.
RESUMO
De.de 1972, técnico. do Lamont-Dolurty GeoIotJlcal Oboervatory of Columbia Unlvo..lty, PaHudu, USA e do Projeto RE-
MAC (Roconhecimento da Margem Continental Brasileira) têm trabalhado em conjunto num programa cooperativo de pe.quisa da margem
continental bra.ileira. Foram coletado. dados batimétricos, magnéticos. gravimétrico.. .ísmico. (reflexão e refração) e sedimentológicos
durante OS trabalhos de campo, 80 longo de mais de 20.000 km de linba. de navegação n amrgem nordeste bra.ileira. O trabalho
foi .uplementado com dado. coletado. pelo Lamont de.de 1950.
Os seguintes probelmas foram estudados na margem nordeste brasileira: idade e evolução do Cone Amazonas; origem e
idade das estruturas da plataforma nordeste brasileira; possível continuação para oeste das zonas de fratura oceânicas e sua extenção no
continente; origem da Cadeia Norte Brasileira; evolução da cadeia de Fernando de Noronha e Bacias relacionadas; processos de sedimentação
e espessura do sedimento na bacia das Guianas e estrutura da crosta e origem da elevação do Ceará.
As conclusões mais significantes são: o Cone Amazonas pode ser bastante jovem (8 - 15 m.a.); as estruturas compres-
.ionaís na plataforma do. E.tado. do Ceará e Piauí origlnaram-.. entre 127 e 84 m.a. atrá., durante o início da abertura do Atlãntico
equatorial; as zonas de fratura equatoriais têm conexão estrutural com feições conhecidas no continente. na plataforma continental e na
elevação continental; a crosta oceânica está presente em ambos os lados da Cadeia Norte Brasileira; há uma zona de fratura ao sul da
zona de fratura Chaín e os sedirn.E!I1tos na margem são mais do tipo turbidíto do que do tipo depositado pela. corrente. de contorno
(mlltouríte type).
.LAMONT
"DNPM/REMAC
...IG/UFRJ

:!1
q
:ti

KUMAR, BRYAN, CARVALHO,GORINI, DAMUTH 325
INTRODUCTION
Geological and geophysical investigations of the northeastern Brazilian margin (Fig. 1)
have been carried out under the auspices of REMAC.
(Reconhecimentos da Margem Continental Brasileira) and the Lamont-Doherty Geological Observatory
at Palisades, NY, USA. Lamont's participation in this cooperative program has been supported
by the office for the International Decade of Ocean Exploration (lDOE) of the US National
Science Foundation. This program began in 1972 and two months of ship time each year during
1972, 1973, and 1974 was utilized in collection of marine geological and geophysicai data. At present
we are engaged in the final analysis and interpretation of data and writing ofreports.
The study of the northeastern Brazilian margin is part of a larger study of the entire
continental margin of southwest Atlantic. For ease in reporting the results we have divided the
Brazilian continental margin into two sectors: The margin north and northwest of Recife, and the
margin south of Recife. This paper summarizes our work in the northern area. A companion paper
in this volume describes the objectives of studies being carried out in the area south of Recife.
GENERAL OBJECTlVES
The primary objective of our study is to understand the early history of continental rifting
in the northern Brazilian area and the mechanisms that caused this rifting.
Various studies have described the fit between the shorelines of northern Brazil and the
region from Nigeria to Liberia in West Africa (Bullard et alii 1965; Dietz and Holden, 1970). Still
others have noted the apparent continuity of geological structures when South America and Africa
are fitted together (Almeida, 1968; Allard and Hurst, 1968) and some have measured similar ages of
rocks found on the two sides of the equatorial Atlantic (Hurley et alii, 1967; Almeida etalii, 1969).
The time ofthe initial rifting has also been fairly well established (Miura and Barbosa, 1973; Larson
and Ladd, 1973). However. the processes and changes that accompany rifting are largely unknown.
A knowledge of the early history of rifting is important from the academic point ofview
--- 1972 Trock
1973 Track
- 1974 Trock
50nollll01 Profil.
Two-Sl'lip R,'roction Protile
.. .
. Slation (Cor., Co",.,., Nephtdoma'.r)
30'"
10'"
Fig. 2- Map showing the 1972, 1973, and 1974 tracks of R/V CONRAD and
VEMA in the northem Brazilian area. See text for further details DO
the objectives of each year's tracks.
5.
O.
0005

326 ANAIS DO XXIlIlI CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
and is of economic interest as well. During the last decade PETROBRÁS has devoted considerable effort
and expenditure to the exploration of coastal basins of northem Brazil such as the Rio Grande do
Sul Norte, Potiguar, Ceara, Piaui, and Barreirinhas basins. The structure of these basins, their tectonic
evolution, and the lithologies and facies distributions of the oldest manne sequences in them are
intimately related to the ihitial rifting between South America and Africa. Hence a realistic model for
the genesis and evolution of such basins can aid in exploration efforts in northem Brazil as well as in
otherpartsoftheworldwhere coastal basins ocurr along rifted margins.
Another objective which has academic and economic implications is the location of the
true ocean-continent boundary in the Westem Equatorial Atlantic. The location ofthis boundary
would a allow a more realistic {it than that obtained by matching the shelf breaks or the 1000 m
isobaths of the South American and African continents (Bullard et alii, 1965). Also, once the true
edge of the continent ia located, we can estimate the seaward extent of the coastal basins-assuming
that these basins were formed as the continental crust subsided along fractures during the initial
rifting.
OBJECTIVES OF FIELD WORK CARRIED OUT
IN 1972, 1973 and 1974
The prosn-am of fieldwork carried out in 1972 was designed to: (1) trace the continuity of
North Brazilian ridge, (2) determine the differences, if any, in the crus tal structure between the landward
and sel!Ward sides of the ridge, and (3) trace whether some of the structures on the shelf can
be connected with the landward extensions of the equatorial fracture zones (Fig. 2).
The field work in 1973 was designed to investigate further the difference between the
landward and seaward sides of the North Brazilian ridge; to complete our coverage of the northem
Brazilian shelf with sonobuoy refraction and wide-angle reflection profiles; and to survey the
Amazon canyon and the Amazon cone (Fig. 2).
The 1974 field program was primarily a two-ship refraction program, and was designed
to investigate the crustal structure down to the crust-mantle boundary under the landward and
seaward sides of the North Brazilian ridge, Ceara rise, and Amazon Cone. Various regions of Ceara
rise were also surveyed during each year's field program (Fig. 2).
NATURE AND EXTENT OF THE DATA COLLECTED DURING
THE PROGRAM AND THE MODE OF PRESENTA TION
OF THE RESULTS
The surveys of the north Brazilian margin have been carried out by R/V CONRAD (in
1972 and 1973) and R/V VEMA (in 1974) ofthe Lamont-Doherty Geological Observatory. The surveys
have included continuous seismic profiling; continuous bathymetric, gravity, and magnetic
measurements; seismic refraction and wide-angle reflection measurements through unreversed
sonobuoys; coring, bottom photography, and nephelometer measurements. Besides these, 8 reversed
and one unreversed two-ship refraction profiles were made in 1974. In addition, land field work
was conducted in the coastal regions of Ceara and Rio Grande do Norte states and Femando de
Noronha islands during the summer of 1974.
Approximately 20.000 km of marine geophysical tracks have been made in the northeastem
Brazilian area since 1972. Our surveys have included 104 sonobuoy stations and 40
oceanographic stations (Fig. 2). Oceanographic station work aboard R. V. CONRAD and VEMA
consists of raising a core; taking nephelometer measurements and several bottom photographs at
each station.
Our results will be presented in a series of maps and papers. A gravity map of the
Guiana basin, based on the work done in the area until1972 has been published (Cochran, 1973).
This map will be updatedin 1975. An echo-character map depicting the nature of bottom echoes as
recorded by 3.5 kHz Precision Depth Recorder is also in press (Damuth, 1974).Maps depicting the

KUMAR, BRYAN, CARVALHO, GORINI, DAMUTH 327
bathymetry, sediment thickness, and magnetics of the region are in preparation. Papers based on
studies of various problems in this region will be published as a collection devoted to the southwest
Atlantic margin.
PROBLEMS STUDIED AND SIGNIFICANT RESULTS
The cooperative program to study the north-northeastern Brazilian margin has resulted
in the achievements listed below:
(1) Age and evolution of Amazon Cone - The Amazon Cone (Fig. 1) was first named by
Heezen and Tharp (1961). The sedimentation on the shelf off Amazon river has been described by
Zembruscki et alii (1971), Pomerancblum and ,Costa (1973a, b, c), and Milliman et alii (1973).
However, a synthesis of the structure and evolution of the cone, using available geological and
geophysical data had not been attempted. Because no published data are available on the age of the
cone, some authors have assumed (e. g. Cochran, 1973) that the cone must be as old as the western
equatorial Atlantic (approximately 100 m. y. orso).
Damuth et alii (1973) and Damuth and Kumar (1975) have discussed the morphology,
sediments, and growth pattern of this cone and have attempted an estimation of the age of the cone
which is very different from the suggested age for this feature. Our studies show that the morphology,
sediment distribution, and the growth pattern of the Amazon Cone are quite similar to
other deep-sea fans; its sediments, at least during the Quaternary were deposited in response to
glaciallinterglacial cycles; and its age of formation is estimated to be Middle to Late Miocene.
A prominent, leveed central channel or fan valley emanates from the Amazon Submarine
Canyon and meanders seaward across the upper cone to the middle cone where it divides into
severalleveed distributaries (Fig. 3).
These distributaries further subdivide into numerous small channels on the lower cone.
Sedimentation on the cone has been climatically controlled. During high sea leveI stands
(interglacials) all terrigenous sediments are trapped on the inner continental shelf and only pelagic
sediments are deposited on the cone. In contrast, during low sea-Ievel stands (glaciaIs), the Amazon
River discharges terrigenous sediments directly into the Amazon Submarine Canyon from where
they can be easily transported to the cone by gravity-controlled sediment flows. Wisconsin sedimentation
rates on the cone were in excess of 30 cm/l03 yr.
Average sedimentation rates for the entire Pleistocene, based on the extrapoladed age
(2.2 m. y.) of a prominent acoustic reflector within the cone, range from 50 to 115 cm/l03yr. Rates of
90 to 115 cm/l03 yr are probably more appropriate for the upper cone. The maximum thickness of
sediments, which occurs under the upper cone, is between 9 and 14 km. These figures imply an age
of 8 to 15 m.y.b.p.(Middle to Late Miocene) for the beginning of formation of the cone. Thus, the
Amazon cone is a very young feature which is only about one tenth the age of the equatorial Atlantic.
(2) Origin and age of structures on the north Brazilian shelf - The structures on the shelf
offshore of Maranhão, Piaui, Ceara, and Rio Grande do Norte states have been recently mapped by
Miura and Barbosa (1973). In describing the structures offshore of these states Miura and Barbosa
traced compressional structures between 39° and 43° W on the shelf. All the proposed models for
the opening of South Atlantic (Funnel and Smith, 1968; Le Pichon and Hayes, 1971; Francheteau
and Le Pichon, 1972) call for a shear motion between the northern margin of Brazil and the eastwest
segment (between Nigeria and Sierra Leone) of the western margin of Africa. The problem is to
explain the origin of compressional structures striking parallel to the direction of that shear motion.
Miura and Barbosa (1973) suggested that these folds probably formed approximately 80 m.y. ago,
and were caused by a compressional north-south stress produced by the movement along equatorial
fracture zone.
Kumar and Ladd (1974) have attempted to explain that these structures have originated
as a result of the opening of South Atlantic, and have predicated an age for the formation of these
structures which is slightly older than 80 m.y. According to Kumar and Ladd (1974) compressional
structures (folds and reverse faults) formed on the shelf off Brasil because the spreading between
South America and Africa was constrained during the early phase of the opening of the equatorial
Atlantic. The driving forces that caused the spreading acted in a direction parallel to small circles

328 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
about a pole (with respect to Africa) at 67.3° N latitude, 39.5° W longitude. However, the shape of
the initial rift was such that the continents could not separate in accordance with this pole and hence
the spreading took place in a direction parallel to small cirdes about a pole (with respect to
Africa) at 21.5° N latitude, 14° W longitude. Once the continents had separated sufficiently so that
the margins of the two continents did not restrict each other's movement, the continents could
separate in the direction in which the driving forces would have carried them at the initiation ofrif.
ting. Compression was caused within a small segment of the Brasilian and G hanian shelf because of
a difference between the direction of early stress and the direction of actual motion. This segment
extends from 39° to 43° W longitudes on the Brazilian shelf and between 1 ° E and 3° W longitudes
on the G hanian shelf.
The early phase of opening lasted from 127 m.y. to 84 m.y. before present. Hence, the age
of these compressional structures should fall within this range. Although Miura and Barbosa (1973)
interpreted the geologic evidence as suggesting an age of 80 m. y. for these structures, the same
geologic evidence is also in agreement with our prediction. An older age for these structures
makes these structures economically more interesting (Miura and Asmus; personal communication,
1973).
(3) Westw!U"d extensions of equatorial fracture zones and the origin of North Brazilian
Ridge . The westward extensions of the equatorial fracture zones are intimately related to the tectonic
evolution of the equatorial Atlantic. Le Pichon and Hayes (1971) have suggested that segments
of North Brazilian ridge appear to lie along the westward extensions of theSt. Paul's and
Romanche fracture zones. Farther westward, these fracture zones appeared to them to full along the
boundaries of coastal basins. Le Pichon and Hayes also suggested that the Chain fracture zone
seemed to extend into the Fernando de Noronha chain of islands and then appeared to intersect- the
continent at the northern boundary of the Rio Grande do Norte Plateau basin (Apodi Plateau basin
of Beurlen, 1970) (Francheteau and Le Pichon, 1972). However, Hayes and Ewing (1970) maintained
that the St. Paul's and Romanche frácture zones do not seem to have any connection with
the North Brazilian Ridge.
The westward extensions of. the equatorial fractures have been traced in detail by
Kumar and Bryan (1973) and Bryan et alii (1973). These studies connected the Chain fracture zone
(Fig. 4) with the Fernandode Noronha and Atol das Rocas and Fortaleza High (Miura and Barbosa,
1973) and a series of normal faults parallel to the coastline on the shelf between 37° and 44°
W. Romanche fracture zone can be extended through the southern east-west segment of the North
Brazilian Ridge to the Ceara high and a series of normal and reverse faults parallel to the coastline
on the shelf between 39° and 45° W. Ceara, Piaui, and Barreirinhas coastal basins are bounded by
these two fracture zones. Complex folds and faults occur where the Romanche fracture zone and
Fernando de Noronha ridge come dose to the Brazilian continental shelf. Such complex structures
have been noticed under the Ceara Terrace and the Rio Grande do Norte plateau (Gorini and Bryan,
1974).
FIGURÉ 3
Map of Amazon cone and adjacent physiographic provinces. Cruise track !ines are indicated by fine dotted !ines.
Bathymetric contours (in corrected meters) are from an unpublished bathymetric map of the Brazilian continental
margin by Connary and Hayes. Piston core locations are indicated by so!id circles surrounded by open circles and
are identified by a cruise and core number. Arrows indicate locations of channels crossed by cruise track-lines; small
arrows indicate channels of less than SOm relief whereas large arrows indicate channels of greater than SOm relief.
Large so!id circles indicate the axis of the Amazon Submarine Canyon and the central channel or fan valley of the
cone. Smaller so!id circles indicate inferred axes of the major distributary channels. Black areas indicate Mid-Atlantic
ridge, isolated basement outcrops, and the Ceará rise. (after Damuth and Kumar, in press).

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KUMAR, BRYAN, CARVALHO, GORINI, DAMUTH 329
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330 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
St. Paul's fracture zone can be extended into the northern east-west segment of the
North Brazilian ridge. Farther westward, the 80uthern boundary ofthe Sr. Paul's fracture zone appears
to connect with a series of normal faults at the 80uthern end of the Amazon trough. The northern
boundary of the fracture zone may be traced into structural highs on the northern side of the
Amazon trough (Fig. 4).
50. 45. 40. 35. 30.W
-
Strike Slip Foull
-
Thrust
(... pain ts toword upfhrQwn block)
Norma! Faull
points !oward downlhrown block)
+
+
Syncline
Anticline
Fig. 4- Map showing the proposed westward extensions of the equatorial fracture zones. Structure on the shelf from
Miura and Barbosa (1973) and unpublished PETOBRAS data. Normal faulting in the continental margin shown
along the extension of St. Paul fracture zones is also from unpublished Petrobras sources. Further details
in the texto
Recently Gorini et alii (1974) have argued that whereas the landward connection of Fernando
de Noronha chain of islands and Atol das Rocas (Fernando de Noronha ridge of Gorini and
Bryan. 1974) into Fortaleza high is acceptable to them, the seaward connection of Fernando de
Noronha ridge is not into the Chain fracture zone but into another fracture zone 120 km to the
8Outh. Gorini and Bryan are at present trying to trace the Romanche and chain fracture zones and
the fracture zone to the south of Chain to 10° W longitude (across the crest of the Mid-Atlantic Ridge).
Hayes and Ewing (1970) have considered the North Brazilian ridge a consequence of
oceanic volcanism, whereas Le Pichon and Hayes (1971) have suggested that the ridge consists of
two marginal fracture ridges (the two east-west segments) and a major continental rise fault (the
NW-SE segment). The suggestion that the St. Paul's and Romanche fracture zones connect with
the North Brazilian ridge segments supports the idea that the ridge may consist of marginal fracture
ridges. If 80, the mo dei of Le Pichon and Hayes implies that the area landward of the ridge
should be underlain by oceanic crust created by seafloor spreading. On the other hand, features
which may be characteristic of an ocean-continent boundary are as80ciated to some extent with the
North Brazilian ridge. The basement is deeper on thelandward side than on the seaward side
(Bryan et alii, 1973); a slight indication of change in the character of magnetic anomaly across the ridge
is noted (Cochran, 1973), and the free-air gravity anomaly also sharply drops in value across the
ridge.
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O.

KUMAR, BRYAN, CARVALHO, GORINI, DAMUTH 331
To resolve this conflict, we shot reversed two-ship seismic refraction profiles down to
mantle on the landward side of the ridge. The two-ship refraction l'rufiles suggest the LTustal structure
on the landward side of the ridge is typically oceanic and hence, the ridge is probably not related
to the ocean-continent boundary.
The data to date support the idea that the two east-west segments of the North Brazilian
ridge are marginal fracture ridges formed during the early opening of the equatorial Atlantic.
However, the role of NW -SE segment of the ridge in this scheme and the origin of this segment are
still unclear.
(4) Evolution of Fernando de Noronha ridge and basin and the Equatorial Mid-Ocean
Canyon-The Femando de Noronha ridge was enhanced by volcanism as recently as 1 m.y. ago. The
alkaline basalts of the Femando de Noronha islands are 1 to 12 m. y. old.The Mecejana Phonolite
which crops out along the strike of Femando de Noronha ridge near the city of Fortaleza, is a 30 m. y.
old intrusion into the Precambrian continental crust.
The Femando de Noronha ridge and the Romanche fracture zone to the north delimit a
semi-isolated sedimentary basin (Femando de Noronha basin, Gorini and Bryan, 1974). This basin
extends from the Brazilian coast to the flanks of the Mid-Atlantic ridge. Post-Early Miocene sedimentary
history of this basin can be reconstructed from the history of the Equatorial Mid-Ocean
canyon which runs east-west parallel to the continental rise of Brazil for 650 km just north of the
Femando de N oronha ridge (Fig. 1).
The canyon floor descends with a gradient of 1:500 from 2200 m to 5390 m and it is up to
10 km wide and 200 m deep (Damuth and Gorini, 1974). The canyon is inactive today. !ts bathymetric
expression continues landward to 33°20' W longitude only, but a buried extension continues
west-southwest for another 75 km. The trend of the buried extension indicates that the canyon
emanates from the continental slope of Brazil. Buried naturallevees of the canyonimply a turbiditycurrent
origino Latest Quatemary sediments from the downslope part of the canyon consist of
pelagic brown clay, suggesting the relict nature of the canyon. Farther upslope, the piston cores
consist of pelagic clay with interbedded turbidites. However, these turbidites apparently travelled
downslope perpendicular to the trend of the canyon and thus contributed to its burial. When active,
the canyon channeled terrigenous sediments southeastward around the eastem end of the Femando
de Noronha ridge to the Brazil basin. The canyon incises a prominent acoustic reflector of Early
Miocene age which indicates an age of formation younger than the earliest Miocene. Apparently the
canyon was buried when the direction of sediment flow to the lower

332 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
dicates continuous accumulation (5 to:> 25 cmIl03yr). Redeposited
ticles clay to gravel in size and are < 1 cm to several meters th1ck.
beds consist of terrigenous par-
The distribution and abundance of bedded, coarse (silt-to graveI size) redeposited sediment
within the upper few meters of the continental margin have been evaluated by three parameters:
(1) totalpercentage of core composed of silt/sand beds, (2) thickest silt!sand bed per
core, and (3) number of silt/sand beds per 10 m of core. Cores from the continental slope and uppermost
continental rise generally do not contain silt/sand beds. Although silt/sand beds comprise up
to 100% of a few continental rise cores, most rise cores consistof less than 40% silt/sand beds (avg
= 16%). The thickest silt/sand beds are up. to 400 cm thick (average = 54 cm) and the average oc-
currence of silt/sand beds is only 14 beds per 100 m of core.
On the basis of criteria developed from western North Atlantic data, the values of these
three parameters suggest that transport and deposition on the continental rise of western Equatorial
Atlantic take place predominantly downslope through turbidit)' currents and relatoo types of
mass flows rather than parallel to bathymetric contours by contour currents. AIso, the character
and distribution of bottom echoes recordéd from the continental rise show no evidence of extensive
contour-current activity. In contrast, the frequencies and thicknesses of silt/sand beds as wall as
the character of bottom echoes of the continental rise of western North Atlantic (Heezen et alii,
1966; Hollister and Heezen, 1972) indicate that transport and deposition is predominantly parallel
to isobaths by active contour currents .
Because the outer continental margin sediments of the western equatorial Atlantic
contain abundant organic material as well as abundant thick silt/sand beds, this region has excellent
potencial hydrocarbon source-and reservoir rocks. The distribution of sand bodies will be
controlled by the geometry of the submarine canyon and channel systems. These sand bodies would
occur occasionally as sheets but most commonly as lenticular sediment bodies which would meander
seaward across the continental margin in response to shifting submarine canyon and channel
systems. Interbedded hemipelagic clays would provide impervious sediment which would surround
these sand bodie~. Hence the stratigraphic and sedimentologic setting of regions similar to western
equatorial Atlantic appear to be well suited for potential stratigraphic traps and significant accumulation
of hydrocarbons.
The sedimentation model for the western equatorial Atlantic is significantly different
from that available for the western North Atlantic. Off eastern North America, the continental-rise
sedimentation is primari1y contour - current controlled resulting in mostly fine-grained (silt - and
clay size) sediments. Hence, in a setting such as off the eastern North America, potential reservoir
rock would be absent from the continental rise. The finegrained sediments, rich in organic matter
would compose excellent source rock.
On the other hand, in a setting such as off Northern Brazil the continental-rise sediments
contain potential reservoir as well as source rocks. Therefore, the present setting of the continental
margin off northern Brazil may be attractive for hydrocarbons. Also, ancient rocks deposited in
margins similar to that off northern Brazil would probably form better hydrocarbon prospects than
rocks deposited in a marginal setting similar to that off eastern North America.
(6) Crustal structure and origin of Ceara rise - A study of sediments, sedimentary
processes, bathymetry, crustal structure and origin of Ceara rise is now in progresso The sout.hern
boundary of the rise is a major tectonic scarp whereas the northern boundary is gradational and
merges with the flanks of the Mid.Atlantic ridge (Fig. 1). A substantial part of the Ceara rise is now
buried under the Amazon cone sediments (Damuth and Kumar, 1975). Current-controlled microtopography
is observed on the rise (Embley et alii, 1972).
Results of unreversed sonobuoy profiles have suggested that the structure under the
rise is typicallyoceanic (similar to the oceanic crustal structure described by Ewing, 1969). Beneath
the sediment cover (velocity 2.0 to2.5 km/sec; average thickness 1.5 km), the structure consists of
a layer with an average thickness of 2.5 km and an average velocity of 4.8 km/sec underlain by a
layer with an average velocity of 6.8 km/sec. The 4.8 km/sec and 6.8 km/sec layers have velocities
similar to layers 2 and 3, respectively, of Ewing (1969). However, the reversed two ship refraction
profile on the Ceara rise indicates the presence of a 1.6 km thick layer with a velocity of 3.4 km/ sec under
the sediment cover (velocity 2.0 km/sec, thickness 1.2 km). This 3.4 km/sec layer is underlain
by a 2.0 km thick layer of 5.1 km/sec velocity that is underlain by a layer with a velocity of 6.8
km/sec. The 3.4 km/sec làyer probably consists of extruded volcanic material which built the rise

KUMAR, BRYAN, CARVALHO, GORINI, OAMUTH 333
when the area occupied by the rise was c10se to the crest of the Mid-Atlantic ridge (Houtz, personal
communication, 1974).
CONCLUDING REMARKS
We have tried to identify the significant problems deserving comprehensive study and
describe our progress to date toward solving them. We hope that upon completion of our cooperative
studies, a comprehensive history of the structu-e, tectonics, sedimentation, and economic
potential of the Brazilian continental margin will emerge. The model for rifting and continentalmargin
evolution wbich should be the final outcome of our studies will nor only have local significance
but, hopefully, will help in understanding other continental margins as well.
ACKNOWLEDGEMENTS
We are indebted to Dr. A. C. F. de Almeida for bis efforts in coordinating the Brazilian
participation in our cooperative studies. Drs. H. A. Asmus of REMAC and PETROBRÃS and K.
Miura of PETROBRÃS have discussed with the authors the various studies mentioned in tbis
paper. Access to unpublished information of PETROBRÃS is aIso gratefully acknowledged. We are
indebted to the Captains, crew, and the scientific teams (comprised of Lamont and REMAC staff
members) of Research Vessels CONRAD and VEMA for their cooperation during the data collection
phase of our studies. W. Ludwig and R. Houtz, both from Lamont, have given us access to unpublished
two-ship refraction data and have read the manuscrlpt. Technical assistance was provided
by B. Hautau and E. Batchelder.
Financial support for this work was provided by the National Science Foundation
through the office for the International Decade of Ocean Exploration under Grant NJ! GX34410 and
through the Division of Environmental Sciences under Grant No. GA 27281, and by the Office of
Naval Research by Grant No. NOO014-67-A-0108-0004. Brazilian participation in the program has
been financed by PETROBRÃS and REMAC.
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ECONOMIC POTENTIAL OF BRAZILIAN
CONTINENTAL MARGIN SEDIMENTS
JOHN D. MILLlMAN*, CARLOS A. B. AMARAL**
ABSTRACT
The most economicaU)' important sedimentary deposite on the Brazilian continental margin appear to be sands and gravels
which cover extensive portions of the inner and outer shclf, aOO nearJy pure ca1cium carboiiata sands which dominate the sediments from Ceará to
Cabo Frio. The sanda and gravels are used in the building industry, while the carbonate sands are used in the manufacture of cement anil fertilizer.
Several other types of surficialsediments ma)' be useful, including heav)' minera!. in several nearshore aress, manganese deposits on the Rio
Grande Rise aOO Pernambuco Plateau. phosphorite on the Ceará Guyot. a"d organic-rich muds off the Amazon and on the southern shelf.
RESUMO
Areias e cascalhos parecem formar os depbsitos sedimentares econOmicamente mais importantes da Margem Continental
Brasileira. Ambos cobrem extensas regi6es das plataformas interna e externa. Do Ceará ao Cabo Frio. predominam areias biogênicas que se destacam
pelo elevado teor em carbonato de cálcio. As areias e cascalhos servem como material de construçlo à engenharia civil. e as areias carbonáticas
se prestam ao fabrico de cimento, corretivos de 8010 e adubos.
Entre outros depósitos que poderio se tornar atrativos estio os minerais pesados em diversas regi6es próximas do litoral. depósitos
manganíferos na Elevaçlo do Rio Grande e platô de Pemambuco. fosforita no Guyot do Ceará e lamas orginicas ao largo do Amazonas e
na Plataforma Sul.
INTRODUCTION
ane of the primary purposes of the REMAC (Reconhecimento Global da Margem Continental
Brasileira) project with the Woods Hole üceanographic Institution was to document the
composition, source and history of the surficial sediments of the Brazilian continental margin, in an
attempt to delineate areas having deposits of possible economic importance. At present the Brazilian
shelf and slope deposits do not appear to be attractive for exploitation, but increased need and
decreased supply of terrestrial sources in future years will change this assessment.
Several types of sediments may have economic value. We have excluded subsurface
deposits, notably petroleum and evaporites (particularly sulfur), as they have been discussed elsewhere
(Amaral et alii, 1972). The data for the present study from the petrographic and mineralogic
analyses of more than 2000 sediment samples collected by GEOMAR and REMAC, as well as
by several other Brazilian and foreign institutions. Many of the results discussed in tl:.is paper have
been presented elsewhere (Barreto et alii, 1975; Summerhayes et alii, 1975; de MeIo et alii, 1975; da
Rocha et alii, 1975; Milliman and Summerhayes, 1975), and most of the sedimentologic data are listed
in a separate data file (Barreto et alii, 1975). In addition to the authors of these papers, we thank
Lois Toner and Catherine Offinger for their help in the analysis, and C. P. Summerhayes and K.
O. Emery for their critical reading of this manuscript. This project was sponsored primarily by
Project REMAC, through the cooperation of Pet"oleo Brasileiro, Companhia Pesquisa Recursos
Minerais, and Qepartamento Nacional da Produção Mineral and also by the International Decade of
Ocean Exploration (National Science Foundation Grant GX-41960).
'WHOI
"DNPM /REMAC

336 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
O. 35. 30. O.
50.
Gravei
40.
BRASIL
Sand Silt + Clay 15° 15°
25°
50.
45°
45°
Fig. 1 - Distribution or sands, gravels and muds (silt plus clay) on the upper continental margin or Brazil.
High organic contents are restricted to those deposits containing predominant1y silt and clay.
10°
40°
25°
35°
20.
5.
10.

MILLIMAN, AMARAL 337
SAND AND GRAVEL
Probably the most important economic resources on the Brazilian continental margin
(excluding fishing and possible petroleum reserves) are sand and graveI deposits. These sediments
are used in the construction industry, and in 1972 alone total production oí sand and graveI in
Brazil was 2 million tons (DNPM, 1972). Assuming an averagt> thickness or 5 m, the sand and
graveI (those sediments containing less than 20 percent silt and clay) on the Brazilian shelf (Fig. 1)
O"
50"
CARBONATE - POOR
40"
35" 30" O"
~ < 5
,. 5 - 25 10" 10"
CARBONATE
. - RICH
75-95
> 95
15"
25"
50"
45"
Fig. 2 - Calcium carbonate content of the 5urficial segiment~ orr BraziJ.
40"
25"
35"
20"
5"

338 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
exceed 4 X 1011 tons, or more than 2000 times the known land reserves in Brazil (DNPM, 1972).
Undoubtedly, average sediment thicknesses are greater than 5 m, and thus the total shelf reserve
should exceed this estimate.
The problem, of course, is that the present cost of mining sand and graveI from the shelf
is greater than the value of the deposito However, as metropolitan areas, such as Rio de Janeiro and
Santos, expand over available coastal deposits, utilization of offshore sand and graveI should
become feasible. Similar predictions for future use have been made for the graveI deposits off the
eastern United States (Schlee, 1968; Manheim, 1972), and in fact, subsea deposits presentIy constitute
a major source of sand and graveI off Britain (Dunham, 1969).
CARBONATE
In 1972, 1.9 X 106 tons of limestone (nearly 0.5 percent of the estimated carbonate
reserves) were mined in Brazil (DNPM, 1972). This calcium carbonate has several important uses in
modern society. First, it is a fundamental ingredient in the manufacture of cement; second, it is
widely used in agriculture, both to neutralize acid soil and as a potential source of nutrients and
trace elements.
According to de Castro (1973), the carbonate reserve from living intertidal and shallowwater
mollusk shells alone accounts for 3.5 X 107 tons. A much larger reserve, however, is the carbonate-rich
sediments which dominate the continental shelf off northeastern and southeastem
Brazil (Kempf, 1974) (Fig. 2). Assuming that surface sediments that contain more than 75 percent
CaC03 are 5 m thick, the shelf reserve is 2 X 1011 tons,or more than 50 times the estimated land
reserve(DNPM,1972).
The carbonate deposits on the Brazilian shelf are not uniform in composition or texture.
Although most carbonate sediments are sand and graveI (compare Fig. 1 and 2), at least one large
area on Abrolhos Bank is predominantly mud (de MeIo et alU, 1975). These fine-grained carbonates
may be.more valuable than coarser ones in that they should require littIe crushing prior to use.
At the other end of the spectrum are the limestone reefs which line much of the inner
shelf off northeastern Brazil (Mabesoone and Coutinho, 1970). According to P. N. Coutinho (1974,
oral communication), some reefs off Recife have been excavated for commercial use, but the impact
upon the environment has been deleterious: 1) the reefs provide habitats for many economically important
fishes and shell fishes, particularly lobster. Thus, destruction of the reefs can destroy a
valuable economic resource; 2) the reefs provide an effective barrier against the erosion of landward
beaches. Removal of these reefs could have a disastrous effect upon beach stabilization in northeastem
Brazil.
In terms of composition, two dominant types of carbonate rich shelf sediments occur off
Brazil. The first is composed primarily of encrusting and branching coralline algae, with secondary
amounts of bryozoans, mollusks and foraminifera (Fig. 3, Table 1). Tropical coralline algae contain
TABLE 1
Average composition of carbonate-rich sediments off Brazil
PERCENT
% % % Coralline Algal
Assernblage CaC03 Sand Gravei Algae Lirnestone HalimedIJ Bryozoa Mollusk
Encrusting coralline 85 53 47 45 25 3 7 7
algae
Branching coralline 80 62 38 61 8 6 6
algae (rnaerl)
Halirneda rnaerl 93 64 36 21 61 2 4
Bryozoa 78 44 50 15 2 2 58 8
Mollusk (Rio G. do Sul) 70 >95 >80

CARBONATE ASSEMBLAGE
5'''~ AiC)olReei
.
~~
tI,iç1Q1 Rl!el
Sonds ond Grovels
Caro!iine Algol Moerl
HOlimedo Moerl
Bryozoan Sonds ond Grovels
MILLIMAN, AMARAL
45'
Fig. 3 - Assemblages of the carbanate-rich sediments 011 lhe Brazilian continental shelf. The average campo-
sitions af these assembJages are given in Tablc 1.
10'
IS'
25'
35'
IS'
20'
30' O'
S'
10'
339

340 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABLE 2
Average chemica1 conpositions (in percent) of major carbonate components
within BraziJian shelf sediments; range of values in parentheses.
Data taken fram Milliman (1974).
Ca Mg Sr Na K Fe Mn P
Coralline Algae 31 4.8 .26 .7 .3
(29-32) (3.1-6.6) (.18-34) (.2-1.4) (.07-. 7) .02 .004
Bryozoans 36 (0.9-3.0) (.23-.88) .10 .07 .45
Halimeda 35 .09 .88 .21 .02 Tr
Mollusks 39-39 (.01-.4) (.01-.4) .4 Tr Tr Tr Tr
between 4 and 7 percent magnesium and up to 1 percent sodium, as well as some iron and potassium
(Table 2). In contrast, some of the carbonate sands on the inner and middle shelf off northern and
northeastern Brazil are dominated by the skeletons of the green alga Halimeda (Table 1). These
skeletons are aragonitic and contain about 1 percent strontium (Table 2). Mollusean sediments,
which are present in large amounts on the inner shelf off southern Rio Grande do Sul (Vicalvi and
Milliman, 1975) as well as in nearshore areas off eastern Brazil (de Castro, 1973), are compo'sed of
even more pure calcium carbonate than Halimeda sands (Table 2). Bryozoans, which dominate
SO' 49" 48' 47' 46' 4S' 44'
\,
(\ ~eavy Minerais %
.~ \ [TI]32
95% CaCO./ine
Fig. 4 - Distribution or heavy. minerais in the Amazon region. Arter Barreto and others, 1975.
6'N
S'
4'
3'
2'
I'

MILLlMAN, AMARAL 341
some shelf areas (Fig. 3), contain variable amounts of aragonite and calcite, and thus varying
amounts of trace and minor elements (Table 2). Thus, where purity is important, Halimeda and
molluscan deposits may be the more useful source of calcium carbonate, but where high quantities
of trace and minor elements are needed (such as in fertilizer), the coralline algae may be more useful.
HEA VY MINERALS
Brazilian shelf sands generally contain less than 2% heavy minerals, and in only a few
areas do heavies comprise more than 4% of the sand fraction. Greatest concentrations delineated
during the REMAC program occur in a relict channel deposit immediately seaward of the Amazon
River; concentrations locally exceed 28% of the 125-250 micron fraction (Fig. 4). However, these
sands are dominated by hematite-coated grains and hornblende (Barreto et alU, "1975), neither of
which have any economic potencial. Probably more important deposits are the placer sands of
beaches and nearshore areas along northeastern, southeastern and southern Brazil (Gillson, 1950;
Amaral et alii, 1972). According to Oliveras and Leonardos (1961), totallittoral reserves of heavy
minerals in Brazil exceed 1.3 X 106 tons; principal mineraIs include ilmenite, rutile and zircon
(Amaral et alü, 1972).
TABLE 3
Composition of manganese nodules dredged off Brazil and comparison with
world-wide values. Most data from Hom and Others (1973) and
Cronan (1972). Results of analyses from Pemambuco Plateau
(08° 03' S, 34° 02' W) were suppliedby Uf>irajarade MeIo (REMAe)
Location
13°04'S
24° 41'W
29°27'S
21°51'W
28°30'S
28°58'W
23°32'S
29°00'W
28°32'S
29°00'W
20° 59'S
31 °48'W
28° 42'S
38°14'W
32°12'S
26°44'W
30°11 'S
39°22'W
38°08'S
39°28'W
Water
Depth (m) Ni eu Co Fe Mn Mn/Fe Ca Ti
4415
4510
3781
3566
4361
4301 -
4254
4777
4193
4813
4111
Mean
08°03'W 950
34°02'W
Mean Atlantic
Mean Pacific
Mean Indian
0.32 0.13 0.36 18.0 14.0 0.8
0.07 0.07 0.21 21.4 6.2 0.3
0.38 0.12 0.45 17.0 12.7 0.7
0.24 0.09 0.21 9.4 6.6 0.7
0.30 0.13 0.37 15.7 11.3 0.7
0.05 0.04 0.05 10.0 3.0 0.3 1.6
0.24 0.14 0.04 13.2 11.3 0.9
0.21 0.09 0.32 18.8 11.7 0.6
0.38 0.11 0.12 13.6 12.1 0.9
0.25 0.08 0.22 15.0 11.7 0.8
0.24 0.10 0.24 15.2 10.1 0.7
0.97 0.20 0.74 40.0 27.0 0.67 3.1 0.94 0.33
0.30 0.11 0.31 21.8 16.2 0.74
0.72 0.37 0.38 14.3 19.8 1.38
0.51 0.22 0.28 16.3 18.0 1.11
Pb

342 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
25'
~ 1000
50' 45'
45'
10'
15'
BRASIL
Figo 5 - Concentration of P2Os in the surface sediments of the continental shelfo Arrows point to manganese and
phosphate deposits dredged from the Pernambuco Plateau (1) and phosphate slabs from Ceará
Guyot (2)0
40'
25'
35'
35'
15'
20'
30'
O'
10'

MILLlMAN, AMARAL 343
MANGANESE
Slabs and nodules of Mn.Fe oxide occur on the flanks of the Rio Grande Rise and adjacent
Vema Channel. Judging from the available compositional data (Table3), Mn, Fe, Cu and Ni
concentrations are considerably less than those found in mid.Pacific deposits. Therefore, it is doub.
tful whether these deep-sea deposits off Brazil will be economically valuabIe in the foreseeable
future.
Recent dredging during Chain Cruise 115recovered large quantities of manganese slabs
and nodules from the outer edge of the Pernambuco Plateau (Fig. 5). Preliminary analysis of these
nodules indicates relatively high concentrations of Mn, Fe, Ni and Cu, and very high concentrations
of Co (Table 3). Further dredging and compositional analyses may show that this deposit is
economicallyexploitable.
PHOSPHATE
Calcium phosphate (phosphorite) is a primary source of fertilizer used in modern
agriculture. While Brazil appears to have sufficient terrestial phosphate reserves (much of it being
igneous apatite) for the foreseeable future (DNPM, 1972), more than 95 percent of the reserves are
located in São Paulo, Minas Gerais and Pernambuco. Other states which need fertilizer for agricul.
ture (such as Ceará) have little or no phosphate.
Unfortunately the sediments on the Brazilian continental shelf contain very little phosphate,
and only relatively small areas contain more than 1% P205 (Fig. 5). Most of the phosphate
is present as organic material within mud matrices or trapped within carbonate shells (Barreto et
alii, 1975).
Recent dredgings on the western slope of the Ceará Guyot, recovered rocks which contain
more than 13 percent P205 (Table 4) and centers of some manganese nodules from Pernambuco
Plateau contain still higher amounts of P205. Further sampling of these and other marginal piateaus
off Brazil may well result in the delineation of major deposits of phosphorite. In the case of
the Ceará Guyot, the water depth of the apparent deposit is shallow enough and sufficiently close to
land to make it a potential site of phosphate for Ceará state if large phosphorite-rich deposits are
discovered there.
TABLE 4
A~raF5 of analyses from phosphorite rocks dredged
from Ceará Guyot in June, 1974. Data supplied by
Ubirajara de MeIo, REMAC.
Location FZ03 MnO TiOz CaO Alz03 PzOs
03°20'S 6.61 0.21 0.06 43.9 0.58 13.20
37°28'W 22.2 2.24 0.15 27.3 1.47 3.70
ORGANIC MUDS
Rhoads, Gordon and Ruggerio (d. Manheim, 1972) have found that organic-rich, carbonate-poor
marine muds can be fired into ceramic material of exceptionally high quality. According
to Manheim, the presence of sea salts within the muds imparts a great strength to the final
product.
Orgf1I1ic-rich terrigenoufI muds occur off the AmQZion md on the middle shelf off much of
southern Brazil (Fig. 1), although organic carbon values seldom exceed 5% (Milliman and Summerhayes,
1975).

344 ANAIS IJO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CONCLUSIONS
The hope of finding rich placer deposits of heavy minerals anel/or gem stones has led
many countries in both the northem and southem hemisphere to make detai1ed investigations of
the heavy mineral provinces on their continental she1ves. While these studies have greatly aided in
our understanding of shelf sedimentation processes, no placer deposits have been successfully exploited
(Emery and Noakes, 1968). Thus, it is not surprising to discover the lack of economica11y
viableplacerson theBrazilianshelf.
Far morevaluabledeposits appearto besandand gravei as wellascarbonatesandsoffmuch
of northeastem and southeastem Brazil. Perhaps further studies also will delineate potentia11y valuablephosphoriteandmangapesedepositson
someofthe marginal plateaus andseamounts.
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