!" #$% & "' (*) + ,.- ,./ 01- ,.2 3 , 3 4 5 6 7*8*9 : ;.< 9 =>9 ? < @A%B @ C 9 ? B D D E F G H IKJ%L M L N O LP L Q RSUT VKW N L X Y Z [ \ ] ^U_ ` a b c def g a h bc b^ia g.j k d l m n o>piq r s t uv%t w.x r y tz>t q r x u { | } (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 . . . 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 . . 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 . 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 . 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 ( . Salvador & Riccomini 1995) e de dados de ¡1¢ é£ ¤ compatível ¥.¦ § ¨ para acom margem costeira e Bacia do Paraná (Lima © ª «.¬ « 1997). VII Congresso da ABEQUA, Porto Seguro - BA 03-09 de Outubro de 1999 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. ®%¯i°*¯i®%±i²U³´ µ%¶·%´ ·U¸*´ ¹º®>»°*´ ³iµ%¶ BIGARELLA, 1946. Contribuição ao estudo da planície litorânea do Estado do Paraná. Ä Å Æ Ç ¿ , Curitiba,J.È J.:75-11. ¼>½ ¾ ¿KÀ>Á  à ¿ ANGULO, R. J. 1992 ÉÊ Ë Ì Ë Í Î ÏÐ Ï Ñ.Ì Ï Ò.Ó Ô Î ÊÕÔ Ë Ö × Ê Î Ø ÏÕÐ ËÕÙiÖ × Ï Ð ËÕÐ ËÚiÏ Ø Ï Ò.Û . Tese de doutoramento apresentada ao Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo. São Paulo, 334p. ANGULO, R.J.; SOUZA, M.C. de; ARAÚJO, A.D. de; PESSENDA, L.C.R.; ODRESKI, L.L.R.; LAMOUR, M.R.; CARRILHO, J.C.; NADAL, C.A. 1999. Fácies sedimentares de uma barreira regressiva holocênica na planície costeira de Praia de Leste, Estado do Paraná. (neste volume). BARRETO, A.M.F.; ANGULO, R.J.; TATUMI,S.H.; WATANABE,S.; AYTA,W.E.F.1999. Datações por termoluminescência (TL) de sedimentos da planície costeira de Paranaguá, Estado do Paraná (neste volume). DUNNE W. M. & HANCOCK P. L. 1994 Palaeostress analysis of small-scale brittle structures. HANCOCK, P. L. Þiß à á â à.ã à á ä å æ ã ç ß è éä á â ß à . Pergamon Press, Oxford, p.101-120. HANCOCK, P. L. & ENGELDER, T 1989 Neotectonic joints. ê%ë ì í îKï>ì ð î ñiòî óUô í í î , õ ö.õ ÜÝ .: :1197-1208. LESSA G.C.; ANGULO R.J.; GIANNINI P.C.F.; ARAÚJO A.D. 1999. Stratigraphy and Holocene evolution of a regressive barrier in South Brazil. Marine Geology, Amsterdam ( ÷ ø ù úû ü ý þ ÿ ). LIMA, C.; NASCIMENTO, E.; ASSUMPÇÃO, M. 1997 Stress orientations in brazilian sedimentary basins breakouts analysis: implications for force models in the South America Plate. , from :112-124. PRICE, N. J. & COOSGROVE, J. W. 1990 Press, Cambridge, 502p. ! " " ! . Cambridge University SALVADOR, E. D.; RICCOMINI, C. 1995 Neotectônica da região do Alto Estrutural de Queluz (SP-RJ, Brasil). #%$& ' (*) + , '.-$ / 0 ' , 1 2 (3):151-164. VII Congresso da ABEQUA, Porto Seguro - BA 03-09 de Outubro de 1999 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). VII Congresso da ABEQUA, Porto Seguro - BA 03-09 de Outubro de 1999