Os tipos reconhecidos de elementos arquiteturais (sucessão de barras, formas canalizadas e barras de canais) sugerem um sistema de deposição dominada por um sistema fluvial entrelaçado (Figura 19).
As barras de até 6 m de espessura, representar a profundidade mínima necessária para formação dessas formas de leito. A sucessão vertical, muitas vezes mostra diminuição sistemática de espessura das camadas para cima. Estas características indicam que as grandes dunas foram formados em maior profundidade de fluxo, enquanto as pequenas dunas é possível que ocorreram em fluxo de menor profundidade, onde a tensão de cisalhamento e taxa de transporte de sedimentos é maior (Yalin, 1977).
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O elemento arquitetural cross bar channel é indicativo de que havia variações no nível de água, onde as barras eram expostas e levaram à formação de pequenos canais que cortam através da parte superior das barras (Bridge, 2003).
Outras estruturas sedimentares também sugerem a ocorrência de variações no nível de água (pelo menos nos topos das barras) sendo a presença de arenito estratificação cruzada de baixo-ângulo, cuja origem, neste trabalho, está relacionada com a migração de formas de leito gerada perto de regime de fluxo superior, onde pequenas ondulações e dunas passam para laminação plano-paralela. As formas de leito criados em condições próximas à transição de marcas onduladas ou dunas para acamamento plano-paralelo de fluxo superior são comuns no topo das barras arenosas em rios entrelaçados (Bristow, 1993; Bridge, 2003). Fielding (2006) argumenta que a preservação de formas de leito, criadas em regime de fluxo superior, é associar uma parte superior de unidades sedimentares e controladas por abruptas quedas no regime de fluxo de rios.
As superfícies de reativação encontradas e que cortam arenitos com estratificação cruzada também, são as chaves para compreender a forma das grandes dunas identificadas na Formação Furnas. Muitas superfícies de reativação, separados por poucos metros umas das outras, são registrados cortando repetidamente uma única camada de estratificação cruzada. Desta forma, as direções de mergulho destas superfícies de reativação são ligeiramente diferentes da direção de mergulho dos foresets. Estas características são semelhantes com o modelo proposto por Haszeldine (1983), para a origem de superfícies de reativação, que o autor explica que algumas dessas superfícies erosivas podem ser geradas pela mudança na posição da linha de crista das formas de leito. Formados durante os períodos de fluxo constante.
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Figura 19. No primeiro exemplo um sistema entrelaçado em período de enchente, o que cria grandes dunas e próximo ao topo, pequenas dunas em pequena profundidade. O segundo modelo é o estágio de vazante, onde a parte superior da barra é exposta, em águas rasas e as dunas são rebaixadas durante fluxos de alta velocidade. Neste local também se forma os cross
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7 DISCUSSÃO
A principal discussão que vem sendo feita na Formação Furnas é com respeito os processos de sedimentação. As principais linhas de pensamento se dividem entre aqueles que acreditam tratar-se de uma unidade depositada em ambiente fluvial de rios entrelaçados ou anastomosados e outros que apresentam argumentos a favor de um ambiente marinho raso influenciado por ação de maré.
O estudo de arquitetura deposicional revelou uma série de pontos que prejudicam a interpretação de um ambiente marinho raso na Formação Furnas. Primeiro a maior parte das estratificações cruzadas, que representam a migração de dunas, mostra um aspecto planar e com contato tangencial com a base do set, e o ângulo de mergulho é acima de 18º, as características de sistemas fluviais. Ao contrário de sandwaves formadas em plataforma rasa, que apresentam estratificações cruzadas com mergulho em média de 15º (Johnson & Baldwin 1996).
Assine (1999) sugere que os cascalhos encontrados na Formação Furnas são depósitos de lagsretrabalhados por processos marinho de winnowing, que retira as frações mais finas concentrando os cascalhos, no entanto a quantidade de matriz de areia grossa que por muitas vezes geram matrix-suportada levanta dúvidas com respeito a esses processos. Além disso, depósitos de cascalho residual não são incomuns em sucessões de fácies fluviais, e sua origem pode ser relacionada com a formação de estratificações cruzadas como mostrado nessa pesquisa.
Assine (1999) descreveu várias estratificações cruzadas interpretadas como produzidas por correntes com sentidos de fluxo opostos, com base na feição que elas apresentam, no entanto, uma análise mais detalhada revela que a maioria dessas estruturas está condicionada ao corte ou seção no qual elas se encontram, dando a ideia que podem ser produzidas por correntes bipolares. No entanto a análise das paleocorrentes mostra que a variação média do sentido de migração das dunas é em média de 35º com paleofluxo principal para sul e sudeste
O estudo da arquitetura deposicional revelou a existência de formas canalizadas, onde as principais formas de leito são constituídas de estratificação cruzada planar com diminuição ascendente na espessura das camadas associado com a passagem de formas de leito produzidas em regime de fluxo superior sobre a superfície das barras. As características do depósito refletem a construção de barras de canais associados com o desenvolvimento de pequenos canais e fluxo rápido raso no topo de barras semelhantes a um sistema fluvial entrançado.
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Outras estruturas atribuídas a ambientes de maré não foram encontradas como mud drapes e tidal bundles, e outros processos marinhos também não estão presentes como wave ripples, ou estratificação cruzada hummocky gerada por ação de ondas oscilatórias.
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8 CONCLUSÕES
Com base na análise de fácies, arquitetura deposicional, os extensos depósitos da Formação Furnas, Canyon Guartelá, aqui é reinterpretada como parte de um grande sistema fluvial de rios entrelaçado, no qual a sucessão é constituída por depósitos de barras resultante da migração dos canais.
Cinco litofácies foram descritas e interpretadas. Arenito com grandes estratificações cruzadas, interpretado como depositado por migração de grandes dunas de crista retilínea. Arenito com estratificação cruzada de pequeno porte, o qual representa a migração de pequenas dunas com crista retilínea e também de crista sinuosa. Arenito com laminação cruzada de baixo-ângulo, interpretados como produto da deposição de ripples na transição para acamamento paralelo de fluxo superior. Arenito com estratificação cruzada de baixo-ângulo representa a migração de estruturas conhecidas como humpback dunes dunas, formadas a partir de correntes de correntes de alta velocidade durante a transição de dunas para acamamento paralelo para regime de fluxo superior. Por último arenito conglomerático foi descrito e representa cascalhos residuais produzidos pela interação da deposição de dunas e transporte de carga de fundo em grande descarga de sedimentos.
Os principais elementos arquiteturais são estruturas canalizadas, preenchidas por barras, o qual pode ser ocorrer associada no topo com canais secundários formados durante o período de exposição das barras e dunas.
As paleocorrentes são controladas por duais principais direções S e SW, indicando que pode ser existe uma direção principal do paleofluxo para SW.
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9 REFERÊNCIAS
Allen J. R. L. 1982. Sedimentary structures: Their Character and Physical Basis,
Volume I. Developments in Sedimentology 30. Amsterdam. Elsevier Science
Publishers.
Allen J. R. L. 1983. Studies in fluviatile sedimentation: bars, bar-complexes and sandstone sheets (low-sinuosity braided streams) in the Brownstones (L. Devonian), Welsh Borders. Sedimentary Geology, 33: 237-293.
Ashley G. M. 1990. Classification of large-scale subaqueous bedforms: a new look at an old problem-SEPM bedforms and bedding structures. Journal of Sedimentary
Research, 60 (1): 160-172.
Assine M. L., Soares P. C., Milani E. J. 1994. Sequências tectôno-sedimentares mesopaleozóicas da Bacia do Paraná, Sul do Brasil. Revista Brasileira de
Geociências, 24 (2): 77-89.
Assine M. L. 1996. Aspectos da estratigrafia das sequências pré-carboníferas da
Bacia do Paraná no Brasil. PhD Thesis, Instituto de Geociências, Universidade de
São Paulo, São Paulo, 207p.
Assine, M. L. 1999. Fácies, icnofósseis, paleocorrentes e sistemas deposicionais da Formação Furnas no flanco sudeste da Bacia do Paraná. Revista Brasileira de
Geociências, 29 (3): 357-370.
Bergamaschi S. 1992. Análise sedimentológica da Formação Furnas na faixa de
afloramentos do flanco norte do arco estrutural de Ponta Grossa, Bacia do Paraná, Brasil. MS Dissertation, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de
Janeiro, Rio de Janeiro, 172p.
Best J. L., Ashworth P., Bristow C. & Roden J. 2003. Three-dimensional sedimentary architecture of a large, mid-channel sand braid bar, Jamuna River, Bangladesh.
Journal. Sedimentary. Reseach, 73 (4): 516-530.
Bigarella J. J., Salamuni R., Marques P.L. 1966. Estruturas e texturas da Formação Furnas e sua significação paleogeográfica, Curitiba, Boletim da Universidade Federal
do Paraná. Geologia, 18:1-119.
Bigarella, J. J. 1973. Paleocorrentes e deriva continental (comparação entre África e América do Sul), Curitiba, Boletim Paranaense de Geociências, 31: 141-224.
Borghi L. 2002. Fácies, arquitetura deposicional, tempestitos e o devoniano da bacia
do Paraná. PhD Thesis, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de
Janeiro, Rio de Janeiro, 309p.
Bhattacharya J. P. 2006. Deltas. In: Posamentier H. W. & Walker R. G. (eds.) Facies
models revisited. Special Publication, 84,Tulsa, Oklahoma, U.S.A, SEPM, p. 237-291.
Bridge J. S. 1993. The interaction between channel geometry, water flow, sediment transport and deposition in braided rivers. In: Best J. L. & Bristow C. S. (eds) Braided
58
Bridge J. S. 2003. Rivers and Floodplains. Oxford, Blackwell Science, 491 p. Bristow C. S. 1987. Brahmaputra River: channel migration and deposition. In: Ethridge, F. G., Flores R. M., & Harvey, M. D. (eds) Recent developments in fluvial
sedimentoloy. SEPM Special Publication. 39: 63-74.
Bristow, C. S. 1993. Sedimentary structures exposed in bar tops in the Brahmaputra River, Bangladesh. Geological Society, London, Special Publications, 75 (1): 277- 289.
Brookfield M. E. 1977. The origin of bounding surfaces in ancient aeolian sandstones. Sedimentology, 24(3): 303-332.
Chakraborty C., & Bose P. K. 1992. Ripple/dune to upper stage plane bed transition: some observations from the ancient record. Geological Journal, 27(4): 349-359.
Cheel R.J. 1990. Horizontal lamination and the sequence of bed phases and stratification under upper flow regime conditions. Sedimentology, 37: 517-530. Collinson J. D. 1970. Bedforms of the Tana river, Norway.Geografiska Annaler. Series A. Physical Geography, 31-56.
CPRM – SERVIÇO GEOLÓGICO DO BRASIL. 2004. Carta geológica do Brasil ao Milionésimo. Sistema de Informações Geográficas - SIG. Escala 1, 1.000.000. Brasília. CPRM. CD-ROM. Programa Geologia do Brasil.
Dalrymple R. W., Zaitlin B. A., & Boyd R. 1992. Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications: perspective.Journal of Sedimentary Research, 62 (6): 1130-1146.
Dino R., & Rodrigues M. A. C. 1993. Palinologia da Formação Furnas (Eodevoniano) na região de Jaguariaíva (PR). 1º simpósio sobre cronoestratigrafia da Bacia do Paraná. Rio Claro, UNESP, Resumos, breves comunicações, p 24-25.
Faria A. 1982. Formação Vila Maria - nova unidade litoestratigráfica siluriana da Bacia do Paraná. Ciências da Terra, 3: 12-15.
Fielding C. R. 2006. Upper flow regime sheets, lenses and scour fills: extending the range of architectural elements for fluvial sediment bodies. Sedimentary Geology, 190(1): 227-240.
Gerrienne, P., Bergamaschi, S., Pereira, E., Rodrigues, M. A. C., Steemans, P. 2001. An Early Devonian flora, including Cooksonia, from the Paraná Basin (Brazil).
Amsterdam. Review of Palaeobotany and Palynology, 116 (1-2): 19-38.
Harms J. C., Southard J. B., Spearing D. R., & Walker R. G. 1975. Depositional environments as interpreted from primary sedimentary structures and stratification sequences. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Short Course, 2.
Harms J. C., Southard J. B., & Walker R. G. 1982.Structures and sequences in clastic rocks. Society for Economic Paleontologists and Mineralogists, Short Course, 9.
59
Haszeldine R. S. 1983. Descending tabular cross-bed sets and bounding surfaces from a fluvial channel in the Upper Carboniferous coalfield of north-east England.
Modern and Ancient Fluvial Systems. International Association of Sedimentology, Special Publication 6, 449-456.
High Jr, L. R., & Picard M. D. 1974. Reliability of cross-stratification types as
paleocurrent indicators in fluvial rocks. Journal of Sedimentary Research, 44(1): 158-
168.
Jackson R.G. II. 1975. Hierarchical attributes and a unifying model of bed forms composed of cohesionless material and produced by shearing flow. Geological Society American Bulletim, 86(11): 1523-1533.
Johnson H. D., & Baldwin C. T. 1996. Shallow clastic seas.Sedimentary environments: processes, facies and stratigraphy,3, p. 232-280.
Kleinhans M. G. 2001. The key role of fluvial dunes in transport and deposition of sand–gravel mixtures, a preliminary note.Sedimentary Geology,143(1): 7-13.
Lang J., & Winsemann J. 2013. Lateral and vertical facies relationships of bedforms deposited by aggrading supercritical flows: From cyclic steps to humpback dunes.
Sedimentary Geology,296: 36-54.
Lange F. W., & Petri S. 1967. The devonian of the Paraná Basin. Boletim
Paranaense de Geociências, 21(22): 5-55.
Lunt I. A., Bridge J. S., & Tye R. S. 2004. A quantitative, three‐dimensional depositional model of gravelly braided rivers.Sedimentology, 51(3): 377-414.
Maack R. 1947. Breves Notícias sobre a Geologia dos Estados do Paraná e Santa Catarina. Curitiba, Arquivos de Biologia e Tecnologia, 2: 63-154.
Mckee E. D., & Weir G. W. 1953. Terminology for stratification and cross-stratification in sedimentary rocks. Geological Society of America Bulletin,64(4): 381-390.
Melo M. S. 2002. Canyon do Guartelá, PR - Profunda garganta fluvial com notáveis exposições de arenitos devonianos In: Schobbenhaus C., Campos D. A., Queiroz E.T., Winge M., Berbert-Born M. L. C., (eds.) Sítios Geológicos e Paleontológicos do
Brasil. 1. ed. Brasília, DNPM/CPRM - Comissão Brasileira de Sítios Geológicos e
Paleobiológicos (SIGEP), p. 279-288.
Miall A. D. 1984. Principles of sedimentary basin analysis. 2 ed. New York, Springer – Velag, 490 p.
Miall A. D. 1985. Architectural-Element Analysis: A New Method of Facies Analysis Applied to Fluvial Deposits. Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam--Printed in The Netherlands. Earth-Science Reviews, 22: 261-308.
Miall A. D. 1988. Architectural elements and bounding surfaces in fluvial deposits: anatomy of the Kayenta Formation (Lower Jurassic), southwest Colorado.
60
Miall A. D. 1996. The Geology of Fluvial Deposits. New York, Springer, 582p.
Miall A. D. 1999. Principles of sedimentary basin analysis. 3 ed. New York, Springer – Velag, 616 p.
Milani E. J. 1997. Evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Paraná e seu
relacionamento com a geodinâmica fanerozóica do Gondwana sul-ocidental. PhD
Thesis, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre.
Milani E. J., França A. B., Schneider R. L. 1994. Bacia do Paraná. Rio de Janeiro,
Boletim de Geociências da PETROBRÁS, 8(1): 69-82.
Milani E. J., Melo J. H. G., Souza P. A., Fernandes L. A., França A. B. 2007. Bacia do Paraná. Rio de Janeiro, Boletim de Geociências da PETROBRÁS, 15(2): 265 - 287.
Nichols G. 2009. Sedimentology and Stratigraphy. 2 ed, Wiley – Blackwell, 419 p. Olariu, C., Steel, R. J., Dalrymple, R. W., & Gingras, M. K. 2012. Tidal dunes versus tidal bars: The sedimentological and architectural characteristics of compound dunes in a tidal seaway, the lower Baronia Sandstone (Lower Eocene), Ager Basin, Spain.
Sedimentary Geology,279: 134-155.
Petri S. 1948. Contribuição ao Estudo do Devoniano Paranaense. Rio de Janeiro, DNPM/DGM. Boletim 129, 125 p.
Reynaud J. Y., & Dalrymple R. W. 2012. Shallow-marine tidal deposits. In: Principles
of Tidal Sedimentology. Springer Science & Business Media, p. 335-369.
Sanford R. M., & Lange F. W. 1960. Basin-study approach to oil evaluation of Paraná miogeosyncline, south Brazil. AAPG Bulletin,44(8): 1316-1370.
Saunderson H.C. & Lockett F.P.J. 1983. Flume experiments on bedforms and structures at the dune plane bed transition. In: Modern and Ancient Fluvial Systems. (Ed. by J. D. Collinson and I. Lewin).. International Association of Sedimentology,
Special. Publication, 6: 49-58.
Schneider R.L., Mühlmann H., Tommasi E., Medeiros R.A., Daemon R.F., Nogueira A. A. 1974. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. In: 28º Congresso Brasileiro de Geologia, Anais, v. 1, p. 41-65.
Simons D. B., & Richardson E. V. 1962.The effect of bed roughness on depth- discharge relations in alluvial channels, USGS Water Supply Paper, 26p.
Smith N. D. 1972. Some sedimentological aspects of planar cross-stratification in a sandy braided river.Journal of Sedimentary Research,42 (3): 624-634.
Soares P. C., Landim P. M. B., & Fulfaro V. J. 1978. Tectonic cycles and sedimentary sequences in the Brazilian intracratonic basins. Geological Society of America
61
Southard J. B., & Boguchwal L. A. 1990. Bed configurations in steady unidirectional water flows. Part 2. Synthesis of flume data. Journal of Sedimentary Research,60 (5): 658-679.
Tucker M.E. 2011. Sedimentary Rocks in the field: a practical guide. 4 ed. Wiley- Blackwell, 275p.
Walker R.G., & James N.P. 1992, Facies Models: Response to Sea Level Change. Geological Association of Canada, 409 p.
Walker R. G. 2006. Facies models revisited: Introduction. In: Posamentier H. W. & Walker R. G. Facies models revisited. Special Publication, 84, Tulsa, Oklahoma, U.S.A, SEPM, p. 1-17.
Yalin M.S. 1977. Mechanics of sediment transport, 2nd edn. Pergamon Press, Oxford.
Yoshida S, Steel R. J, Dalrymple R.W. 2007. Changes in depositional processes - an ingredient in the generation of new sequence-stratigraphic models. Journal Sedimentary
Research, 77:447–460.
Zalán P.V., Wolff S., Conceição J.C.J., Vieira I.S., Astolfi M. A. M., Appi V. T., Zanotto O. A. 1987. A divisão tripartite do Siluriano da Bacia do Paraná. Revista