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(1) Departamento de Geologia, UFPR; (2) Pós-Graduação em Geologia, UFPR; (3) Laboratório de Oceanografia
Geológica, CEM-UFPR; (4) Pesquisador do CNPq. e-mail [email protected]
A planície costeira paranaense é constituída principalmente por dois sistemas de terraços marinhos
costeiros formados durante os períodos de mar mais alto que o atual no Pleistoceno superior e no
Holoceno. Mapeamentos da planície iniciaram-se com o trabalho de Bigarella (1946). O último
mapeamento foi o de Angulo (1992). Posteriormente Lessa ~ €  . (1999), utilizando dados de
mapeamento e de sondagens, propuseram um modelo de barreira regressiva para a porção
holocênica da planície costeira de Paranaguá.
Este trabalho objetiva apresentar evidências de deformação neotectônica nos depósitos costeiros do
Holoceno e Pleistoceno superior do Estado do Paraná. Para esta finalidade foram levantados dados
estruturais de fraturamento em afloramentos na região de Pontal do Paraná, localizados na Ilha do
Mel, rios Guaraguaçu e Maciel e cava de areia próxima a Praia de Leste.
Os sedimentos que formam as barreiras são predominantemente arenosos. Na parte superior dos
aforamentos freqüentemente ocorre impregnação epigenética de matéria orgânica. Esta ‚ ƒ.„ ….‚ †.‚ ‡ „ ‡
tem sido atribuída a processos pedogenéticos constituindo o horizonte Bh de um solo tipo Podzol. As
areias cimentadas por matéria orgânica são conhecidas localmente como ˆ.‰ Š ‹ Œ Œ ‹  .
Os depósitos do Pleistoceno foram datados pelo método da termoluminescência e forneceram idades
entre 122.000 ± 4540 e 85.750 ± 9800 anos A.P. (Barreto Ž  ‘ . 1999), já os do Holoceno foram
datados pelo método do 14C e forneceram idades entre 6.520 ± 90 e 3.960 ± 80 anos A.P. (Angulo ’ “
” • – 1999).
As —.˜ ™ š › › š œ são os marcadores da deformação, por seu caráter de material consolidado devido à
impregnação de matéria orgânica. De modo geral, as fraturas existentes nas piçarras não apresentam
continuidade visível em camadas de sedimentos inconsolidados adjacentes. Estes depósitos friáveis
devem ter sofrido o mesmo evento deformacional, porém a deformação foi dissipada em função do
arranjo dos grãos.
Dois conjuntos principais de fraturas com elevado mergulho, tendendo a subverticais, são observados
(NE e NW), compondo um sistema com padrão retangular característico. Predominam fraturas planas
ou levemente irregulares sem aparente feição de movimento no plano de ruptura. Em alguns locais
são escalonadas ou com formas lenticulares concentradas em faixas mais deformadas, que
interceptam e deslocam direções ortogonais.
O primeiro conjunto, mais pronunciado, com direções variando de N20E a N50E e concentração
aproximada em N40E, apresenta algumas feições que podem ser associadas a movimentação
transcorrente dextral. Um segundo conjunto, mais pervasivo, é cortado pelo primeiro, cujas fraturas
estão distribuídas entre N20W a N70W, com concentração entre N30-40W.
Os dados preliminares não permitem, ainda, uma análise estrutural conclusiva. A direção dos
fraturamentos, em especial a direção NE, é condizente com lineamentos interpretados em fotosaéreas e imagens de satélite, no entanto deve ser considerado também o forte controle
geomorfológico na mesma direção. Como já observado por Angulo (1994) a morfologia dos cordões
regressivos controlou a implantação da drenagem na região.
O padrão de fraturamento pode representar a geração de fraturas de cisalhamento (Hancock &
Engelder 1989) como resposta a uma tensão principal ENE-WSW a E-W. As duas famílias ortogonais
(NE e NW) podem ser associadas a uma geração de fraturas neoformadas impressas nas piçarras
ou, por outro lado, podem estar representando dois conjuntos de geração distinta, com as fraturas NE
sendo as mais recentes. Nesta segunda hipótese, as estruturas NE representariam fraturas híbridas
conjugadas com ângulo diedro (2θ) pequeno (10o-45o) (Hancock & Engelder 1989, Dunne & Hancock
1994) ou fraturas híbridas de extensão/cisalhamento (Price & Coosgrove 1990), indicando σ1,
horizontal, orientado entre NE-SW a ENE-WNW. Nos dois casos a orientação para o esforço principal
σ
aquela obtida em outras regiões (  ž Ÿ.ž Salvador & Riccomini 1995) e de dados de
¡1¢ é£ ¤ compatível
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margem costeira e Bacia do Paraná (Lima © ª «.¬ ­ « 1997).
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Estas fraturas devem ter sido geradas após o processo de impregnação do material orgânico, gerador
das piçarras, pois as fraturas são muito mais evidentes nestes depósitos. O padrão de fraturamento
pode estar controlado pelas zonas de fraquezas mais antigas que teriam funcionado como zonas de
dissipação dos esforços atuais gerados pela movimentação da Placa Tectônica Sul-Americana.
A continuidade do levantamento de dados em afloramentos quaternários, distribuídos na área de
Paranaguá e em cavas de exploração de areia, a comparação com dados estruturais de unidades
geológicas mais antigas e um estudo geomorfológico, permitirá uma melhor compreensão da
influência da neotectônica na evolução do litoral paranaense.
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BIGARELLA,
1946. Contribuição ao estudo da planície litorânea do Estado do Paraná.
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apresentada ao Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo. São Paulo, 334p.
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Figura 1: Mapa geológico da região (modificado de Lessa et al. 1999), com localização dos pontos
levantados. (1) barreira holocênica; (2) barreira pleistocênica; (3) sedimentos paleoestuarinos;
(4) sedimentos de planície de maré; (5) embasamento cristalino e depósitos continentais; (6) pontos
levantados (a - cava de areia; b - Rio Maciel; c - Rio Guaraguaçu; d - Ilha do Mel, ponta oeste).
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