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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
Instituto de Geociências e Ciências Exatas
Campus de Rio Claro
ESTUDO PALINOLÓGICO DAS FORMAÇÕES SERRA ALTA,
TERESINA E RIO DO RASTO NOS FUROS DE SONDAGEM SP-23-PR E
SP-58-PR, CENTRO-NORTE DO PARANÁ
(PERMIANO, BACIA DO PARANÁ)
Rodrigo Neregato
Orientadora: Profa. Dra. Rosemarie Rohn Davies
Co-orientador: Prof. Dr. Paulo Alves de Souza (DGS/UFRGS)
Dissertação de Mestrado elaborada junto ao
Programa de Pós-Graduação em Geociências - Área
de concentração em Geologia Regional para
obtenção do Título de Mestre em Geologia Regional
Rio Claro (SP)
2007
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Milhares de livros grátis para download.
Não está na natureza das coisas que
o homem realize um descobrimento
súbito e inesperado, a ciência avança
passo a passo e cada homem depende
do trabalho de seus predecessores.
Ernest Rutherford
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Comissão Examinadora
Prof
a
. Dr
a
. Rosemarie Rohn Davies
Prof
a
. Dr
a
. Frésia Soledad Torres Ricardi-Branco
Prof
a
. Dr
a
. Mary Elisabeth Cerruti Bernardes-de-Oliveira
Rio Claro, 14 de setembro de 2007.
Resultado: Aprovado
Para meu pai,
Minha mãe,
E minha irmã.
E para Rose.
Agradecimentos
Aos meus pais Leonor e Benedito e minha irmã Patrícia, pelo incondicional apoio em
todos esses meus anos de estudo e busca pelo conhecimento.
À orientadora e amiga Rosemarie Rohn Davies pelo convite, apoio e confiança nesses
anos. Sem você este trabalho não teria acontecido.
Ao co-orientador e amigo Paulo Alves de Souza pela incansável ajuda durante todos os
momentos árduos desta pesquisa.
Aos participantes da Comissão Julgadora do Mestrado - a Dra. Mary E. C. Bernardes de
Oliveira e a Dra. Fresia Ricardi-Branco - pelas valiosas sugestões apresentadas.
À Márcia Emília Longhim, por toda ajuda no início deste trabalho e pelas literaturas
“herdadas”.
Ao Dr. Joel Carneiro de Castro pela contribuição nas interpretações estratigráficas.
À Leila Maria Vasconcellos de Almeida pela atenta revisão da dissertação.
Ao Olavo, Cíntia e Iarinha pela calorosa acolhida em Porto alegre.
Aos meus amigos Tatiane Tavares e Adolfo, Luís, Tatu, Robison, Arnaldo, Thiago e
Jacqueline, pelos campos e conversas na tentativa de compreender a vida pretérita.
Aos irmãos Ricardo Dantas, Fernando Aquinoga, Leandro Tessari, Tubarão, Jerry,
Chewbaca, Mateo, Maurício e Emílio, pelo convívio e amizade durante todos esses
anos de república.
Às amigas Sara, Mariane, Juliana, Júlia, Yara, e Tuti pelos carinhosos papos.
Aos amigos Marcel Novaes, David Lapola e Lucinha, que mesmo longe sempre
torceram e acreditaram em mim.
Aos amigos sãocarlenses Ricardo Trindade, Nelsinho, Vitor, Roger, Nana, Paulina,
Berilo e Sandro pela amizade e ombro durante esses anos.
À minha família neste último ano, Verena, minha namorada, e Tucum, nosso filhote, por
justificarem minha volta pra casa todos os dias.
À CPRM e ao DNPM pelo fornecimento das amostras dos furos de sondagem.
Ao CNPq pela bolsa de Mestrado e à FAPESP pelo apoio financeiro através do Auxílio
à Pesquisa outorgado à orientadora (05/55027-4).
Resumo
São apresentados os resultados de análises palinológicas realizadas em 37 amostras
de testemunhos dos furos de sondagem no sul do Município de Congonhinhas (PR),
nas formações Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto (somente no Membro Serrinha),
abrangendo uma extensão vertical de aproximadamente 600 m. A primeira formação
revelou-se estéril. Entre as 32 espécies descritas, três provavelmente são novas, cinco
foram previamente registradas em níveis estratigráficos mais baixos da Bacia do
Paraná e 7 espécies eram apenas conhecidas em outros países. As assembléias
palinológicas coadunam com a idade aproximadamente mesopermiana previamente
interpretada para os depósitos. A priori, todo o intervalo estudado faz parte da Zona
Lueckisporites virkkiae e as novas espécies registradas para a bacia apresentam
potencial para futuros refinamentos bioestratigráficos. Diferenças na abundância
relativa de espécies de esporos permitiram visualizar dois possíveis intervalos, um com
predominância de Laevigatosporites vulgaris, a grosso modo na Formação Teresina, e
o outro dominado por Thymospora, no Membro Serrinha. Os esporos com afinidade a
filicíneas predominam largamente em relação aos de outros grupos e também são bem
mais abundantes que grãos de pólen. Este resultado dá margem a muitas
interpretações, tendo em vista que o quadro florístico sugerido pelos macrofitofósseis é
distinto e que as condições deposicionais dos folhelhos estudados provavelmente não
foram proximais.
Palavras-chave: Palinologia, Permiano, Bacia do Paraná, Grupo Passa Dois,
Formação Teresina, Formação Rio do Rasto.
Abstract
Palynological analyses of 37 core samples of two boreholes in Congonhinhas
Municipality (PR) from the Serra Alta, Teresina and lower Rio do Rasto formations (total
thickness= ~600 m) are presented. The first formation did not provide fertile samples.
From the 32 described species, three probably are new, five were previously recorded at
lower stratigraphic levels of the Paraná Basin and 7 species were only known in other
countries. The microfloristic assemblages are consistent with the approximately Mid
Permian age anteriorly interpreted for the succession. A priori, the whole studied interval
belongs to the Lueckisporites virkkiae Zone and the species now recorded in the Paraná
Basin bear potential for a possible future biostratigrafic improvement. Two intervals were
recognized in the studied succession according to the relative abundance of some spore
species: one interval (roughly coincident with the range of the Teresina Formation) is
characterized by the predominance of Laevigatosporites vulgaris, and the second (in the
Serrinha Member, lower Rio do Rasto Formation) is dominated by Thymospora. Spores
with affinities to ferns are predominant in relation to other groups and are also more
abundant than pollen grains. This result is not easily interpreted because de macroflora
is relatively distinct and the dark shales used for the palynological analyses probably
were not originated in very proximal depositional environments.
Key-words: Palynology, Permian, Paraná Basin, Passa Dois Group, Teresina
Formation, Rio do Rasto Formation.
Lista de tabelas
Tabela 1. quadro com os níveis escolhidos do furo de sondagem SP-23-
PR para a realização das laminas palinológicas........................................
46
Tabela 2. quadro com os níveis escolhidos do furo de sondagem SP-58-
PR para a realização das laminas palinológicas........................................
47
Tabela 3. quadro comparativo com as características das espécies do
Gênero Thymospora..................................................................................
58
Tabela 4. afinidades botânicas dos gêneros encontrados no presente
estudo.........................................................................................................
77
Tabela 5. amplitudes cronoestratigráficas das espécies conhecidas
encontradas neste estudo..........................
...............................................
83
Lista de figuras
Figura 1. mapa de localização da Bacia do Paraná......................................
14
Figura 2. subdivisões litoestratigrá
ficas do Paleozóico Superior na Bacia
do Paraná...................................................................................................
16
Figura 3. quadro palinoestratigrá
fico do Paleozóico Superior da Bacia do
Paraná........................................................................................................
28
Figura 4. faixa de afloramento do Grupo Passa Dois na borda da Bacia do
Bacia do Paraná e localização dos dois furos de sondagem estudados .. 42
Figura 5. quadro com os perfis litológicos dos furos SP-23-PR e SP-58-PR
e setas indicando os níveis escolhidos para as laminas palinológicas...... 45
Figura 6.
quadro com as amplitudes estratigráficas das espécies
encontradas............................................................................................... 72
Figura 7. quadro litoestratigráfico com a proposição de dois intervalos
informais de acordo com os dados obtidos no presente trabalho..............
76
Sumário
CAPÍTULO 1. ASPECTOS GERAIS
1.1. Introdução...........................................................................................
11
1.2. Objetivos.............................................................................................
12
CAPÍTULO 2. INFORMAÇÕES BIBLIOGRÁFICAS
2.1. A Bacia do Paraná..............................................................................
13
2.2. A sucessão palinoestratigráfica do Permo-Carbonífero na Bacia do
Paraná.................................................................................................
15
2.3. Palinologia: aspectos gerais................................................................
20
2.4. Revisão palinoestratigráfica do Paleozóico Superior da Bacia do
Paraná.................................................................................................
24
2.5. Dados sobre macrofitofósseis das Formações Serra Alta, Teresina,
Corumbataí e Ro do Rasto..................................................................
29
2.6. Contexto paleoclimático com base no registro de macrofitofósseis
durante o Permo-Carbonífero na Bacia do Paraná.............................
35
2.7. Síntese das questões cronoestratigráficas e paleoambientais do
Grupo Passa Dois..............................................................................
39
CAPÍTULO 3. MATERIAIS E MÉTODOS
3.1. Procedência do material estudado......................................................
41
3.2. Preparação das lâminas palinológicas................................................
43
3.3. Análise das lâminas palinológicas.......................................................
44
CAPÍTULO 4. RESULTADOS
4.1. Sistemática palinológica......................................................................
48
4.2. Listagem dos táxons...........................................................................
49
4.3. Descrições palinológicas.....................................................................
50
CAPÍTULO 5. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
5.1. Alterações das amplitudes estratigráficas de algumas espécies........
70
5.2. Implicações bioestratigráficas.............................................................
73
5.3. Reconhecimento de intervalos informais nos furos estudados...........
74
5.4. Comparações entre os registros micro- e macroflorísticos.................
77
5.5. Considerações ambientais .................................................................
79
5.6. Considerações sobre as idades..........................................................
82
6. CONCLUSÕES..........................................................................................
85
7. ESTAMPAS...............................................................................................
88
8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS..........................................................
93
11
CAPÍTULO 1. ASPECTOS GERAIS
1.1. Introdução
Os palinomorfos, geralmente bem preservados e abundantes em sedimentos
e rochas sedimentares, constituem poderosa ferramenta nas datações relativas nos
depósitos onde ocorrem. Tais datações são realizadas por correlações
estratigráficas, comparando-se assembléias palinológicas de determinadas regiões.
Adicionalmente, estudos palinológicos possibilitam inferências a respeito da
paleogeografia, do paleoambiente e da paleoflora de uma região (DAEMON et al.,
1996; GRIGORIEV & UTTING, 1998).
Diversos estudos palinológicos foram realizados no intervalo
Pensilvaniano/Permiano da Bacia do Paraná, que compreende os grupos Itararé,
Guatá e Passa Dois. A maior parte destes trabalhos concentrou-se nos dois grupos
inferiores, o primeiro com depósitos glaciais e o segundo com diversas ocorrências
de carvão. Poucos estudos palinológicos foram realizados no Grupo Passa Dois, que
registra a passagem de ambientes deposicionais marinhos para continentais na
bacia. Entre estes, quase todos se referem à unidade basal (Formação Irati) e
praticamente nenhum às unidades sobrejacentes, que compreendem as formações
Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto. Embora haja trabalhos com outros grupos
fósseis nessa unidade, diversas questões ainda persistem sobre sua abrangência
cronoestratigráfica e seus ambientes deposicionais.
O presente estudo inicia um levantamento das associações palinológicas
numa extensão vertical de aproximadamente 600 metros do Grupo Passa Dois,
12
abrangendo as formações Serra Alta, Teresina e a parte inferior da Formação Rio do
Rasto (Membro Serrinha). O estudo foi viabilizado pela disponibilidade de
testemunhos de dois furos de sondagem do Serviço Geológico do Brasil (CPRM)
praticamente contínuos e localizados no centro-norte do Estado do Paraná
(município de Congonhinhas).
1.2. Objetivos
Como objetivo principal procurou-se estudar o conteúdo palinológico das
formações Serra Alta, Teresina e parte inferior da Formação Rio do Rasto visando:
Ø identificar e descrever os palinomorfos em vários níveis das formações Serra
Alta, Teresina e parte inferior da Formação Rio do Rasto (Membro Serrinha) dos
testemunhos dos furos de sondagem SP-23-PR e SP-58-PR localizados no
município de Congonhinhas, centro-norte do Paraná;
Ø estabelecer um arcabouço detalhado das amplitudes estratigráficas dos
palinomorfos encontrados visando aprimoramentos bioestratigráficos;
Ø avaliar o potencial dos palinomorfos encontrados nas interpretações
cronoestratigráficas;
Ø avaliar o significado dos palinomorfos em termos paleoambientais e
paleoclimáticos;
Ø obter informações paleofitogeográficas.
13
CAPÍTULO 2. INFORMAÇÕES BIBLIOGRÁFICAS
2.1. A Bacia do Paraná
Considerações gerais
A Bacia do Paraná desenvolveu-se na porção sudoeste do Gondwana.
Constitui-se de uma região sedimentar situada sobre a Plataforma Sul-americana,
entre os paralelos 15° e 34° S e entre os meridianos 47° e 58° W (ALMEIDA, 1969).
Possui área de aproximadamente 1.700.000 km
2
, dos quais 1.100.000 km
2
na
porção meridional
do território brasileiro, 100.000 km
2
na porção leste do Paraguai,
100.000 km
2
no norte do Uruguai e 400.000 km
2
no nordeste da Argentina (ZALÁN et
al., 1987). No Brasil, cobre parte dos estados de Goiás, Mato Grosso, Mato Grosso
do Sul, Minas Gerais, São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul
(Figura 1).
Como unidade de subsidência-sedimentação-magmatismo, a bacia perdurou
do Neo-Ordoviciano (450 Ma) até o final do Cretáceo (65 Ma) (ALMEIDA, 1969),
registrando em seus pacotes sedimentares as várias oscilações do nível relativo do
mar e os processos de subsidência/soerguimento, caracterizando-se como uma
bacia de registro policíclico.
A Bacia do Paraná exibe formato elíptico no sentido NNE-SSW com 1.750 km
de comprimento e 900 km de largura com 2/3 de sua superfície coberta por
derrames basálticos de idade mesozóica (MILANI & THOMAZ FILHO, 2000). É
classificada como uma bacia de interior cratônico (SCHNEIDER et al., 1974; BOPP,
14
1987; MILANI et al., 1994): área relativamente afastada das margens das placas,
circundada por rochas do embasamento cristalino e preenchida por depósitos
continentais e marinhos. No entanto, nem sempre a bacia teve esse caráter. Durante
o intervalo siluro-devoniano, águas oceânicas invadiram o interior da placa e a bacia
teria se “... comportado mais como um golfo do Paraná” (MILANI, 1997). A partir do
Neopermiano, instalou-se uma irreversível continentalização dos sistemas
deposicionais, “... fechando a bacia e isolando-a no interior do Pangea, assumindo
daí em diante o caráter de bacia intracratônica” (MILANI, 1997).
Figura 1: mapa de localização da Bacia do Paraná (ZALÁN et al., 1987).
15
Como limites, a borda nordeste da bacia situa-se entre a zona de falha
Guapiara e o Arco de Goiânia/Alto Paranaíba. O limite noroeste é o cinturão de
dobramentos do Paraguai/Araguaia, que agiu como barreira topográfica à
sedimentação. A borda leste da bacia corresponde a uma região que foi
profundamente afetada pelo rifteamento do Atlântico sul e abertura do oceano.
Soerguimentos e erosão desde o eo-Cretáceo foram responsáveis pela remoção de
grandes quantidades de sedimentos nesta área. O Arco de Assunção delimita a
borda oeste da bacia. Para sul, os estratos da bacia contornam o embasamento
cristalino pré-Cambriano e o Arco do Rio Grande delimita a Bacia do Paraná da
Bacia Chaco-Paraná (ZALÁN et al., 1987, 1990; MILANI & THOMAZ-FILHO, 2000).
2.2. A sucessão litoestratigráfica do Permo-Carbonífero na Bacia do
Paraná
A sucessão sedimentar da Bacia do Paraná subdivide-se em seis super
seqüências (MILANI et al., 1994; MILANI, 1997): Rio Ivaí, que corresponde ao Grupo
Rio Ivaí, de idade neordoviciana a eosiluriana; Paraná, que corresponde ao Grupo
Paraná, de idade eo a mesodevoniana; Gondwana I, que corresponde aos grupos
Tubarão e Passa Dois, de idade neocarbonífera ao neopermiano; Gondwana II, que
corresponde à Formação Santa Maria, de idade meso a eotriássica; Gondwana III,
que corresponde ao Grupo São Bento, de idade neojurássica a eocretácea, e Bauru,
que corresponde ao Grupo Bauru, de idade eo a neocretácea. As três primeiras
correspondem a ciclos transgressivo-regressivos e as três últimas são pacotes
sedimentares continentais.
A sucessão permo-carbonífera, que compreende os grupos Itararé, Guatá e
Passa Dois (Figura 2) é o pacote mais volumoso da bacia, com espessuras de até
2.500m. Sua heterogeneidade e complexidade sedimentar registram as diversas
mudanças paleoambientais que ocorreram no Gondwana.
Diversos palinomorfos identificados no Grupo Passa Dois ocorrem desde as
unidades permo-carboníferas sobrejacentes. Por isso, são apresentadas as
principais informações sobre tais unidades.
16
O Grupo Itararé, dividido nas formações Campo do Tenente (basal), Mafra
(intermediária) e Rio do Sul (superior) na área de afloramentos (SCHNEIDER et al.,
1974), caracteriza-se pela presença de diamictitos, ritmitos com seixos caídos,
arenitos fluviais e costeiros e folhelhos marinhos, incluindo diversas feições que
indicam sua deposição em contexto glacial. Em alguns níveis do Estado de São
Paulo os macrofitofósseis provavelmente foram depositados durante intervalos
interglaciais (BERNARDES-DE-OLIVEIRA et al., 2005).
O Grupo Guatá é constituído pelas formações Rio Bonito (basal) e Palermo
(superior) nos estados do Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul e pela
Formação Tatuí no Estado de São Paulo. A Formação Rio Bonito apresenta
depósitos de origem costeira e marinha, arenitos a folhelhos, incluindo diversos
níveis com carvão e macrofitofósseis típicos da Flora de Glossopteris. A Formação
Palermo é predominantemente pelítica e originou-se em condições marinhas mais
distais (SCHNEIDER et al., 1974).
Figura 2: subdivisões litoestratigráficas do Permo-Carbonífero na Bacia do Paraná.
17
O Grupo Passa Dois, objeto do presente estudo, compreende os últimos
depósitos paleozóicos da Bacia do Paraná e subdivide-se nas formações Irati
(basal), Serra Alta (intermediário inferior), Teresina (intermediário superior) e Rio do
Rasto (superior) (GORDON JR., 1947; SCHNEIDER et al., 1974). No norte da bacia
as formações Serra Alta e Teresina são freqüentemente agrupadas sob a
denominação de Formação Corumbataí. Na maior parte da bacia o Grupo Passa
Dois é sobreposto pelo Grupo São Bento (com exceção do Rio Grande do Sul, onde
os depósitos sobrejacentes pertencem ao Grupo Rosário do Sul, SCHNEIDER et al.,
1974) e sotoposto pelo Grupo Guatá.
A idade da porção basal do Grupo São Bento (Formação Pirambóia) e a
natureza do seu contato com o Grupo Passa Dois são assuntos de discussão,
aceitando-se tradicionalmente a idade triássica e o contato inferior discordante,
especialmente na porção nordeste da bacia (SCHNEIDER et al., 1974; ROHN, 1994,
2001).
A Formação Irati
A Formação Irati é dividida nos membros Taquaral (basal) e Assistência
(superior).
O Membro Taquaral é litologicamente homogêneo, constituído de folhelhos
síltico-argilosos acinzentados não betuminosos. Pode atingir de 5 a 10 metros de
espessura na borda e até 300 metros na parte central da bacia.
O Membro Assistência é composto por calcilutitos dolomitizados com
intercalações de folhelhos pretos betuminosos na base e por folhelhos betuminosos
com intercalações de carbonato na parte superior. Pode atingir de 10 a 20 metros
de espessura na borda e até 40 metros na parte central.
O contato da Formação Irati com a Formação Palermo, sotoposta, em geral é
concordante (MILANI et al., 1994).
A Formação Irati desenvolveu-se durante o Artinskiano, ou seja, na porção
média superior do Eopermiano (SANTOS et al. 2006) pelo engolfamento sofrido pelo
mar no interior do Gondwana devido ao basculamento provocado pela Orogenia
Sanrafaélica na porção sudoeste da placa sulamericana. Ali, o ambiente de
sedimentação adquiriu características anóxicas: onde o aporte de sedimentos
18
terrígenos foi constante, formaram-se folhelhos betuminosos; onde esse aporte foi
pequeno, formaram-se camadas carbonáticas. Assim, a sedimentação da Formação
Irati se deu em plataforma marinha rasa, intracontinental e coberta por um mar
euxínico, favorável à preservação da matéria orgânica (HACHIRO, 1996). Lages
(2004) e outros autores encontraram raros acritarcos que devem evidenciar alguma
conexão, ainda que muito restrita, entre as águas da Bacia do Paraná e o oceano.
A Formação Serra Alta
A Formação Serra Alta é caracterizada por folhelhos cinza escuros com
algumas intercalações muito delgadas de bone beds de peixes e carbonatos.
O ambiente deposicional foi de águas relativamente calmas e distantes da
costa, provavelmente com fundo pouco oxigenado, pois icnofósseis estão quase
ausentes. Somente próximo à base da formação, onde ocorrem bivalves da Zona
Barbosaia angulata, os depósitos evidenciam águas um pouco mais rasas e
condições de fundo oxidantes. Ainda falta assegurar a possível origem marinha
desta formação (ROHN, 2001; MEGLHIORATTI, 2006).
A Formação Teresina
A Formação Teresina é caracterizada por folhelhos escuros e arenitos muito
finos interlaminados, com acamamento lenticular, wavy e flaser, normalmente
bastante bioturbados. Tais rochas quase sempre estão organizadas em sucessões
cíclicas granocrescentes de alguns metros, começando com folhelhos, passando a
rochas heterolíticas e terminando com arenitos que apresentam estruturas
indicativas da ação de ondas (ROHN, 2001; LOURENÇO, 2002; ROHN et al., 2003;
MEGLHIORATTI, 2005, 2006). Na parte superior das sucessões cíclicas ou entre as
sucessões há intercalações submétricas de carbonatos, depositados em condições
de águas calmas (biomicritos) ou agitadas (oobiosparitos). Em diversos níveis
ocorrem gretas de contração, tanto nos siliciclastos quanto nos carbonatos.
Delgadas brechas carbonáticas também são marcantes em alguns níveis. Outras
19
litologias são coquinas centimétricas e bone-beds milimétricos (ROHN, 2001;
LOURENÇO, 2002; ROHN et al., 2003; MEGLHIORATTI, 2005, 2006).
As rochas heterolíticas com acamamento wavy da Formação Teresina
levaram diversos autores a supor que o ambiente deposicional corresponderia a
planícies de marés (e.g., SCHNEIDER et al, 1974; SOUZA et al., 1991), porém
parece haver maior relação a um corpo de água muito raso, com fundo quase plano
e sujeito a ondas de tempestade, onde pequenos abaixamentos do nível da água
causavam exposição de grandes áreas (ROHN, 1994, 2001; LOURENÇO, 2002;
ROHN et al., 2003; MEGLHIORATTI, 2005, 2006).
Os animais fósseis são pouco diversificados e correspondem principalmente a
bivalves. Segundo Ghilardi & Simões (2002), os bivalves não são típicos de água
doce, devendo ter ancestrais marinhos. Contudo, também não é possível utilizá-los
para correlações estratigráficas nem para interpretações seguras das condições de
salinidade. Foram estabelecidas duas biozonas de bivalves (MENDES, 1952; ROHN,
1994): Zona Pinzonella illusa e Zona Pinzonella neotropica, havendo muitas
espécies em comum entre as duas. São comuns escamas e dentes de peixes,
ocorrendo de forma dispersa ou em bone beds. Estromatólitos foram registrados em
diversos níveis (ROHN & FAIRCHILD, 1986; ROHN, 1994, 2001; LOURENÇO, 2002;
ROHN et al., 2003; MEGLHIORATTI, 2005, 2006). Os macrofitofósseis mais
abundantes são caules de licófitas.
Condições verdadeiramente marinhas ainda não puderam ser comprovadas,
embora as características dos icnofósseis Thalassinoides em sua porção média
sejam mais marinhas do que continentais (ROHN et al., 2004). Almeida & Do Carmo
(2005) admitiram a ocorrência de ostracodes marinhos no norte da bacia.
A Formação Rio do Rasto
A Formação Rio do Rasto é dividida nos membros Serrinha (basal) e Morro
Pelado (superior). O Membro Serrinha é composto por siltitos arroxeados e
esverdeados, com intercalações de argilitos, arenitos finos e calcários. O Membro
Morro Pelado é constituído por argilitos e siltitos vermelhos, com intercalações de
lentes de arenitos finos.
20
O furo de sondagem SP-23-PR no centro-norte do Estado do Paraná é o
único que registra a passagem entre a Formação Teresina e a Formação Rio do
Rasto, mostrando aparecimento abrupto de corpos mais arenosos com grânulos na
base, desaparecimento dos carbonatos mais grossos (oobiosparitos), porém ainda
ocorrendo carbonatos finos (micritos) e coquinas (LOURENÇO, 2002; ROHN et al.,
2003). Em afloramentos há dificuldades para apontar a posição exata do contato
(MEGLHIORATTI, 2005). Neste furo, os pelitos continuam cinza, porém os
respectivos afloramentos já passam a exibir cores mais avermelhadas (ROHN, 1994;
MEGLHIORATTI, 2005). No Membro Serrinha ainda ocorrem rochas heterolíticas
com acamamento wavy, porém passam a predominar siltitos mais maciços,
tabulares e submétricos. Um pouco acima do contato, nota-se o aparecimento de
assembléias de bivalves bem distintas (Zona Leinzia similis e possivelmente outra
biozona; ROHN, 1994; MEGLHIORATTI, 2005), abundância bem maior de
Glossopteris e de outros vegetais, desaparecimento das licófitas e as primeiras
ocorrências de conchostráceos - crustáceos indicadores de água doce (ROHN,
1987, 1994). Um pouco mais acima os afloramentos começam a mostrar corpos com
geometria de lóbos, às vezes com laminações cavalgantes. De forma generalizada,
pode-se interpretar o Membro Serrinha como depositado em condições lacustres, às
vezes com depósitos de desembocadura de rios.
O Membro Morro Pelado, observado em afloramentos e em raros
testemunhos de poços da Petrobrás (ROHN, 1994) é caracterizado pela intercalação
dos lamitos avermelhados e por inúmeros lóbos e sigmóides de arenitos finos
gerados por fluxos hiperpicnais e lentes de arenitos finos com estratificações
cruzadas tabulares/tangenciais de grande porte. Os últimos são típicos de dunas
eólicas. Os macrofitofósseis e os bivalves tornam-se menos diversificados, ao
contrário dos conchostráceos, os quais atingem sua máxima abundância e
diversificação. As litologias e os fósseis sugerem gradual desertificação, ainda com
alguns períodos mais úmidos (ROHN, 1994).
2.3. Palinologia: aspectos gerais
A palavra Palinologia deriva dos radicais gregos pa?? (farinha seca) e
pa??v? (espalhar, difundir farinha), que deram origem à palavra latina pollen.
21
Na concepção de Hyde & Willians (1944 apud SALGADO-LABORIAU, 1970),
a Palinologia compreende o estudo morfológico dos esporos e grãos de pólen, suas
aplicações e modos de dispersão.
Com o emprego cada vez maior dos microfósseis para fins de datação dos
sedimentos visando sua exploração (SOUZA, 2000), o domínio da Palinologia se
ampliou e passou a ser o estudo da matéria orgânica microscópica que persiste
após a dissolução química de uma rocha. Esse material resultante é constituído,
além dos esporos e grãos de pólen (descritos a seguir), por fitoclastos, acritarcos,
dinoflagelados, quitinozoários, algas, escolecodontes e foraminíferos quitinosos.
Considerando que este estudo é baseado na presença de esporos e grãos de pólen,
faz-se, a seguir, uma breve síntese de seu significado biológico.
Esporo: célula haplóide produzida pelo corpo esporofítico e que se
desenvolve como plantas gametofíticas nas briófitas, licófitas, esfenófitas e
pteridófitas. Os esporos constituem-se de uma parede celular de esporopolenina, a
exina, e sua morfologia é descrita de acordo com seu formato, tamanho, natureza da
abertura e ornamentação. Em geral, sua dispersão é pelo ventoou pela água,
favorecida pelo pequeno tamanho, baixo peso específico e por uma alta razão área
superficial;volume (BRASIER, 1980). Esporos fornecem informações com maior
confiabilidade em âmbito local e existem do Eossiluriano ao Recente.
Grão de pólen: gametófito (duas ou três células) produzido pelos órgãos
masculinos nas gimnospermas e pelas anteras das flores nas angiospermas. A
morfologia dos grãos de pólen é descrita como nos esporos, porém sua diversidade
morfológica é maior devido ao maior número de agentes dispersores (ARMSTRONG
& BRASIER, 2005). Grãos de pólen dispersos pelo vento são pequenos (20-40 µm),
ovais, possuem exina lisa e fina e sacos aéreos para aumentar a capacidade de
deslocamento em longas distâncias, como ocorre nas gimnospermas (BRASIER,
1980; ARMSTRONG & BRASIER, 2005). Grãos de pólen dispersos por animais,
principalmente insetos, tendem a ter exina grossa e alguma ornamentação
protuberante para melhor aderência ao corpo do agente dispersor. Podem ser
grandes (50-200 µm) ou pequenos (5-16 µm), como nas angiospermas (BRASIER,
1980). Em relação às informações paleoambientais, grãos de pólen fornecem
22
informações com maior confiabilidade no âmbito regional e existem do
Neodevoniano ao Recente.
2.4. Revisão palinoestratigráfica do Paleozóico Superior da Bacia do
Paraná
Para o Paleozóico Superior da Bacia do Paraná, biozoneamentos com base
em palinomorfos foram elaborados por Daemon (1966), Daemon & Quadros (1970),
Arai (1980), Marques-Toigo (1988, 1991), Souza & Marques-Toigo (2001, 2003,
2005) e Souza (2000, 2006). Alguns destes trabalhos são abordados abaixo e as
sínteses de suas biozonas são apresentadas na Figura 3.
O zoneamento proposto por Daemon & Quadros (1970), com base nos grãos
de pólen sacados, colpados e esporos monoletes é o mais completo, incluindo
estratos desde o estado de Mato Grosso até o Rio Grande do Sul. Os autores
propuseram um zoneamento informal para a bacia, dividindo-a em seis biozonas de
intervalo, denominadas de G, H (subdividido em H
1
, H
2
, H
3
)
,
I (subdividido em I
1
,
I
2
+I
3
+I
4
)
,
J, K e L (subdividido em L
1
, L
2
e L
3
).
- Intervalos G/H
1
: grãos de pólen monossacados dominam este intervalo,
incluindo os gêneros Potonieisporites, Plicatipollenites, Cannanoropolis e
Caheniasaccites.
- Intervalos H
2
/H
3
: nos intervalos G, H
1
e H
2
, os bissacados estriados são
raros, sendo o gênero Protohaploxypinus a forma mais abundante. No entanto, no
Intervalo H
3
essas formas estriadas tornam-se freqüentes e diversificadas, em
especial os gêneros Protohaploxypinus, Vittatina e Illinites.
- Intervalos I
1
, I
2
+I
3
+I
4
, J: formas bissacadas estriadas aparecem com a
mesma freqüência que os monossacados. O gênero Vittatina torna-se muito comum.
Na parte superior do Intervalo J inicia-se o desaparecimento do gênero
Plicatipollenites. Ainda há registros do gênero Limitisporites.
- Intervalos K/L: a partir do intervalo J, os bissacados estriados passam a
dominar, principalmente os gêneros Lueckisporites (Lueckisporites virkkiae é muito
comum) e Vittatina. A partir do Intervalo K, raros monossacados são encontrados.
23
Gêneros do Kunguriano como Marsupipollenites, Crustaesporites e Alisporites ainda
são comuns.
Arai (1980) estudando grãos de pólen bissacados e teniados, propôs uma
divisão informal com base na evolução das formas para o Paleozóico Superior da
bacia:
- Fase Pré-Striatiti: predomínio de grãos de pólen monossacados, em especial
dos gêneros Potonieisporites e Vestigisporites, e de esporos triletes do gênero
Valatisporites. Pela ausência de grãos de pólen estriados, essa fase equivale aos
intervalos G/H
1
de Daemon & Quadros (1970);
- Fase Protohaploxypinus: presença de grãos de pólen estriados,
principalmente do gênero Protohaploxypinus, mas em menor quantidade que os
triletes e monossacados da fase anterior. Esta fase equivale aos intervalos H
2
/H
3
de
Daemon & Quadros (1970);
- Fase Vittatina I: aparecimento do gênero Vittatina e equilíbrio entre grãos de
pólen estriados e monossacados da fase anterior. O surgimento do gênero Vittatina
marca o limite de duas zonas palinológicas, equivalendo ao limite H/I
1
de Daemon &
Quadros (1970);
- Fase Vittatina II: porcentagem do gênero Vittatina maior que 50% em
relação os grãos de pólen estriados. A Fase Vittatina II equivale aos subintervalos
I
2
+I
3
+I
4
de Daemon & Quadros (1970) devido à semelhança com os raros grãos de
pólen Striomonosaccites;
- Fase Striatiti Superior: porcentagem entre Vittatina e grãos de pólen
estriados é igual à fase anterior. Por isso, esta fase é reconhecida pela grande
participação de grãos de pólen estriados de contorno diploxilonóide com saccus bem
desenvolvidos, como os gêneros Taeniaesporites, Striatopodocarpites e
Striatoabietites. Esta fase equivale aos Intervalos K/L
1
de Daemon & Quadros
(1970);
- Fase Lueckisporites: predominância absoluta de grãos de pólen estriados.
Aparecem alguns grãos de pólen bissacados e monossacados e os esporos tornam-
se raros. O gênero Lueckisporites define esta fase, que equivale ao Intervalo L
2
/L
3
de Daemon & Quadros (1970).
24
Marques-Toigo (1988, 1991) formulou o primeiro biozoneamento formal para
a bacia, baseando-se em grãos de pólen em estratos do Grupo Itararé à Formação
Irati para os estados do Rio Grande do Sul e Santa Catarina. Propôs duas zonas de
intervalo: Cannanoropolis korbaensis (com três subzonas) e Lueckisporites virkkiae:
- Zona Cannanoropolis korbaensis: definida pela amplitude de
Cannanoropolis. korbaensis ou Potonieisporites simplex ou pela extinção de
Limitisporites vesiculosus e Hamiapollenites karrooensis. Subdivide-se em três
subzonas de intervalo:
- Subzona Protohaploxypinus goraiensis: definida pela amplitude de
Protohaploxypinus goraiensis ou Plicatipollenites indicus;
- Subzona Caheniasaccites ovatus: definida pela extinção de
Caheniasaccites ovatus e Protohaploxypinus goraiensis;
- Subzona Hamiapollenites karrooensis: definida pela amplitude de
Hamiapollenites karrooensis e pela extinção de Potonieisporites simplex.
- Zona Lueckisporites: definida pela amplitude de Lueckisporites virkkiae ou,
na sua ausência, por Marsupipollenites trirradiatus, Staurosaccites cordubensis,
Striatopodocarpites pantii, Lunatisporites variesectus e Protohaploxypinus perfectus.
Na Zona Cannanoropolis korbaensis, em sua porção inferior, há predomínio
de gêneros monossacados como Cannanoropolis, Plicatipollenites, Caheniasaccites,
Potonieisporites e Striomonosaccites em relação aos bissacados não estriados dos
gêneros Scheuringipollenites, Limitisporites e Vesicaspora. Em menor proporção há
bissacados estriados dos gêneros Protohaploxypinus, Vittatina e Striatoabietites.
A porção intermediária desta zona apresenta o mesmo tipo de associação da
parte inferior, porém com uma diminuição na quantidade de sacados em relação aos
esporos, que chegam a 90% nesta associação. Os gêneros de esporos mais
comuns nesta porção são: Punctatisporites, Leiotriletes, Horriditriletes,
Hamiapollenites, Apiculatisporis, Granulatisporites, Cyclogranisporites,
Lundbladispora, Cristatisporites, Vallatisporites e Anguisporites. Associados aos
esporos triletes ocorrem formas aletes, como Portalites, Pilasporites, Quadrisporites
e Tetraporina, provavelmente com afinidade a algas.
A parte superior desta zona define-se pela menor proporção das formas
triletes e aletes em relação aos bissacados estriados.
25
Na Zona Lueckisporites virkkiae há predomínio dos bissacados estriados em
relação aos bissacados não estriados e aos monossacados, além de uma
diminuição dos esporos triletes e das formas aletes. A associação caracteriza-se
pelos gêneros Lueckisporites, Striatopodocarpites, Marsupipollenites,
Staurosaccites, Protohaploxypinus, Hamiapollenites, Vittatina e Lunatisporites. Em
menor proporção aparecem os monossacados dos gêneros Cannanoropollis e
Potonieisporites e os bissacados não estriados Scheuringipollenites, Vesicaspora e
Alisporites. Os esporos triletes diminuem tanto em número de espécies como em
abundância.
A Zona Cannanoropolis korbaensis, em sua porção inferior, equivale ao limite
entre os Intervalos H
2
/H
3
de Daemon & Quadros (1970) pelo predomínio e
semelhança com as formas monossacadas, como Plicatipollenites, Cannanoropolis,
Caheniasaccites, entre outros. A parte superior desta zona equivale à parte superior
do Intervalo J pelo aumento dos grãos de pólen bissacados estriados e extinção de
monossacados, como Caheniasaccites ovatus, Potonieisporites simplex e do gênero
Cannanoropolis. A Subzona Protohaploxypinus goraiensis equivale ao Intervalo H
3
de Daemon & Quadros (1970) pelo predomínio dos bissacados Plicatipollenites,
Potonieisporites, Caheniasaccites, Protohaploxypinus e Vittatina. A Subzona
Caheniasaccites ovatus equivale ao Intervalo I de Daemon & Quadros (1970) pela
semelhança de espécies como Limitisporites rectus, Plicatipollenites gondwanensis,
Striomonosaccites cancelatus, entre outras. Por fim, a Subzona Hamiapollenites
karrooensis, assim como o Intervalo J de Daemon & Quadros (1970), caracteriza-se
pela extinção de algumas espécies de grãos de pólen monossacados e pelo
aumento em riqueza e em abundância de grãos de pólen bissacados estriados.
A Zona Lueckisporites virkkiae equivale em sua porção inferior com a parte
inferior do Intervalo K de Daemon & Quadros (1970) pelo aparecimento de
Lueckisporites virkkiae, aumento de grãos de pólen estriados, presença dos gêneros
Marsupipollentites e Striatopodocarpites, além dos esporos dos gêneros
Laevigatosporites, Punctatosporites e Thymospora.
Souza & Marques-Toigo (2001) propuseram a substituição do nome da Zona
Cannanoropolis korbaensis de Marques-Toigo (1988, 1991) para Zona Vittatina,
assim como da espécie que a define. Segundo os autores, é difícil distinguir o
26
gênero Cannanoropolis, cuja amplitude local definiria a zona acima, do gênero
Parasaccites. Além disso, Foster (1975) sinonimizou ao gênero Cannanoropolis os
gêneros Parasaccites e Virkkipollenites, o que aumentaria a amplitude do gênero
que define a zona. Por outro lado, espécies do gênero Vittatina são de fácil
reconhecimento. Assim, renomearam a Zona Cannanoropolis korbaensis para Zona
Vittatina. As três subzonas definidas por Marques-Toigo (1988, 1991) foram
mantidas.
Souza & Marques-Toigo (2003, 2005) propuseram a substituição do nome da
Zona Vittatina de Souza & Marques-Toigo (2001) para Zona Vittatina costabilis e da
incorporação da Subzona Caheniasaccites ovatus (considerada neste como uma
ecofácies, não mais uma subzona) na Subzona Protohaploxypinus goraiensis.
Souza (2006) analisando novos dados palinológicos, propôs a inclusão de
duas zonas formais para o Carbonífero da bacia (em ordem ascendente):
- Zona Ahrensisporites cristatus: limite inferior marcado pelo aparecimento de
esporos dos gêneros Granulatisporites, Brevitriletes, Raistrickia, Convolutispora,
Ahrensisporites e Cristatisporites e de grãos de pólen dos gêneros Plicatipollenites,
Cannanoropollis, Potonieisporites, Caheniasaccites, Limitisporites e
Protohaploxypinus. O limite superior é marcado pelo desaparecimento de algumas
espécies restritas a esta zona, como Cristatisporites inconstans, Vallatisporites
ciliaris, Vallatisporites vallatus, Punctatisporites gretensis, Calamospora liquida, entre
outros, e pelo aparecimento de Crusisaccites monoletus e Scheuringipollenites
maximus;
- Zona Crucisaccites monoletus: limite inferior definido pelo desaparecimento
de esporos restritos à Zona Ahrensisporites cristatus, como as espécies dos gêneros
Vallatisporites, Punctatisporites, Calamospora, entre outros, e pelo primeiro
aparecimento das espécies Crusisaccites monoletus e Scheuringipollenites
maximus. O limite superior é marcado pelo aparecimento de Illinites unicus e
também pelo aparecimento da primeira espécie do gênero Vittatina.
Além disso, com base nos dados geocronológicos da Formação Irati
apresentados por Santos et al. (2006), reinterpretou as idades das biozonas
27
anterioriormente propostas. Assim, o Grupo Passa Dois corresponderia ao intervalo
Artinskiano-Wuchiapingiano. Neste esquema, a Zona Lueckisporites virkkiae de
Marques-Toigo (1988, 1991) se estenderia até o topo da Formação Rio do Rasto.
28
29
2.5. Dados sobre macrofitofósseis das formações Serra Alta, Teresina,
Corumbataí e Rio do Rasto
É apresentada uma compilação das informações bibliográficas sobre
macrofitofósseis, visando substanciar discussões sobre o conteúdo palinológico das
formações Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto e as possíveis características das
respectivas paleofloras. Na Formação Serra Alta, até o momento, não foram
encontrados macrofitofósseis, exceto dois caules em depósitos do Rio Grande do
Sul atribuídos por Merlotti (2000) a esta unidade.
As classificações dos macrofitofósseis das formações Teresina e Rio do
Rasto ao nível taxonômico de ordem e classe obedecem aos critérios usados pelos
autores dos respectivos trabalhos. Cabe ressaltar, no entanto, que as classificações
variam substancialmente na literatura paleobotânica, havendo algumas grandes
diferenças em relação àquelas de Azcuy (1978) e Balme (1995) adotadas para
indicar as afinidades botânicas dos esporos e grãos de pólen.
Formação Teresina (e Formação Corumbataí)
São conhecidos os seguintes macrofitofósseis nas formações Teresina e
Corumbataí:
• Carófitas: Leonardosia langei Sommer, encontradas em relativamente poucos
afloramentos do centro-sul do Estado do Paraná ao centro do Estado de São
Paulo (SOMMER, 1954; RAGONHA & SOARES, 1974; RÖSLER, 1982;
RÖSLER et al., 1985; MARANHÃO & PETRI, 1996; ROHN et al., 1997b);
• Briófitas: encontradas próximo a Rio Preto, PR (RÖSLER, 1982; RÖSLER et
al., 1985; ROHN et al., 1997b);
• Licófitas (Lepidodendrales): Lycopodiopsis derbyi Renault, Lycopodiopsis sp.,
caules de licófitas indeterminados e microfilos indeterminados; encontrados
em diversas localidades do Rio Grande do Sul a São Paulo (OLIVEIRA, 1927;
MAACK, 1947; MENDES, 1954; KRÄUSEL, 1961; RIGBY, 1968; CUNHA,
1976; RÖSLER, 1982; OLIVEIRA-BABINSKI & RÖSLER, 1984; PERINOTTO
& RÖSLER, 1984; RÖSLER et al., 1985; ROHN, 1994; ROHN et al., 1997a, b,
c; ALARCON, 1998);
30
• Esfenófitas (Equisetales): Paracalamites australis Rigby e caules de
esfenófitas indeterminadas; são relativamente raros e foram encontrados
entre o sul do Estado do Paraná e centro do Estado de São Paulo (MENDES,
1954; RIGBY, 1968; RÖSLER, 1982; OLIVEIRA-BABINSKI & RÖSLER, 1984;
PERINOTTO & RÖSLER, 1984; RÖSLER et al., 1985; ROHN et al., 1997b);
• Filicíneas (Marattiales ou Psaroniales): ?Astherotheca feruglioi Frenguelli
encontrado em Laras, SP (RIGBY, 1968); Tietea singularis Solms-Laubach,
Psaronius sp. e mantos radiculares, encontrados em nove localidades no
Estado de São Paulo (SOLMS-LAUBACH, 1913; TAVARES, 2007) e em três
no Estado do Paraná (MAACK, 1947; MANIERO, 1954; NELHS, 2004);
• Pteridófilas: Pecopteris taguaiensis Rohn & Rösler e Pecopteris spp. são
folhas estéreis que poderiam corresponder a filicíneas ou a pteridospermas;
foram encontradas em três localidades do Estado de São Paulo (RIGBY,
1968; ROHN & RÖSLER, 1986c; TAVARES, 2007);
• Glossopterídeas (Glossopteridales): Glossopteris cf. G. angustifolia
Brongniart, Glossopteris cf. G. occidentalis White, Glossopteris cf. G.
taeniopteroides Feistmantel, Glossopteris cf. G. indica Schimper, Glossopteris
indet., Ilexoidephyllum permicum Rohn & Rösler; as ocorrências são
relativamente raras, entre o sul do Estado do Paraná e o centro-sul do
Estado de São Paulo, havendo uma ocorrência no Rio Grande do Sul
(RIGBY, 1968; CUNHA, 1976; RÖSLER, 1982; OLIVEIRA-BABINSKI &
RÖSLER, 1984; PERINOTTO & RÖSLER, 1984, 1985; RÖSLER et al., 1985;
ROHN et al., 1997b);
• Coníferas (Coniferales): Kräuselcladus canoinhensis Yoshida encontrada
somente em Canoimhas, SC (YOSHIDA, 1970; ROHN et al., 1997a; FANTON
et al., 2006);
• Madeiras (gimnospermas relacionadas a Glossopteridales, Coniferales e
Cordaitales), encontradas entre o sul do Estado do Paraná e o centro do
Estado de São Paulo, havendo duas localidades no Rio Grande do Sul
(OLIVEIRA, 1927; MENDES, 1954; MUSSA, 1982; MUSSA & COIMBRA,
1984; MERLOTTI, 2000); Obs.: Merlotti (2000) considerou que as madeiras
fósseis do Rio Grande do Sul são da Formação Serra Alta.
31
Os caules de licófitas são os vegetais fósseis mais freqüentes nas formações
Teresina e Corumbataí. Eles freqüentemente ocorrem fragmentados e bastante
dispersos. A capacidade de flutuação dos caules provavelmente permitiu o seu
transporte para áreas distantes do seu ambiente de vida. Os microfilos, registrados
muito raramente, devem indicar áreas de sedimentação mais próximas à
comunidade original.
Na área aflorante da Formação Teresina na região de Sapopema e São
Jerônimo da Serra (PR), próximo aos furos de sondagem SP-23-PR e SP-58-PR
(Figura 4), há registro de somente uma licófita. Nos próprios furos de sondagem
foram encontrados microfilos de licófitas (furo SP-23-PR, profundidade 409 m),
glossopterídeas e pecopterídeas (furo SP-58-PR, profundidade 204 m) e dois níveis
com carófitas (furo SP-23-PR, profundidades 324,5 m e 298 m) (MEGLHIORATTI,
2005). Não há carvão nem horizontes carbonosos.
O registro escasso de macrovegetais na região de Sapopema não
necessariamente significa que a vegetação original tenha sido ainda mais pobre do
que em outras áreas. Deve-se ponderar também que quase todos os outros
macrovegetais conhecidos da Formação Teresina, em áreas situadas mais a sul,
foram encontrados em pedreiras, onde a coleta de fósseis é muito mais fácil. Na
região de Sapopema-Congonhinhas não há pedreiras para explorar rochas da
Formação Teresina. Em termos litológicos não parecem existir grandes diferenças
em relação às regiões meridionais, de modo que o potencial para a ocorrência de
macrofitofósseis deve ser similar.
Os macrofitofósseis das formações Irati, Teresina e Corumbataí foram
considerados como equivalentes à Tafoflora D de Rösler (1978). Segundo Rohn &
Rösler (2000), os depósitos da Formação Teresina equivalem à Zona Lycopodiopsis
derbyi. O limite superior da biozona coincide relativamente bem com o topo da
Formação Teresina.
Formação Rio do Rasto – Membro Serrinha
A lista de macrofitofósseis abaixo se refere somente ao Membro Serrinha,
pois os testemunhos dos furos de sondagem estudados não abrangem o Membro
Morro Pelado. Ainda assim, é necessário ressaltar que diversas espécies foram
observadas em ambos os membros (ROHN, 1994).
32
• Esfenófitas – Ordem Sphenophyllales: Sphenophyllum paranaense Rösler &
Rohn, Sphenophyllum cf. S. thonii Mahr; encontradas em oito localidades
entre o norte de Santa Catarina e o centro do Estado do Paraná (RÖSLER,
1978; RÖSLER & ROHN, 1984; ROHN, 1994; ROHN et al., 1997a, b);
• Esfenófitas – Ordem Equisetales?: Paracalamites sp.2, Paracalamites sp.3,
Paracalamites sp. 4, Paracalamites spp., Schizoneura gondwanensis
Feistmantel, Dichophyllites? sp.; os caules são muito comuns e foram
encontrados entre o centro do Estado de Santa Catarina e o centro-norte do
Estado do Paraná (ROHN & RÖSLER, 1986a, b; ROHN et al., 1997a, b, c);
• Filicíneas (Marattiales ou Psaroniales): Dizeugotheca? bortoluzzii Cazzulo-
Klepzig (ou Asterotheca sp.3 segundo VIEIRA, 2004), Dizeugotheca? (ou
Astherotheca segundo VIEIRA, 2004); encontrada na região de Dorizon, PR
(RÖSLER, 1978; ROHN & RÖSLER, 1986c; ROHN et al., 1997b);
Dizeugotheca? spp. (ou Asterotheca spp. segundo Vieira, 2004),
relativamente comum entre o norte de Santa Catarina e o norte do Estado do
Paraná (ROHN & RÖSLER, 1986c; OLIVEIRA, 1994; ROHN, 1994; ROHN et
al., 1997a, b, c);
• Pteridófilas: Pecopteris dolianitii Rohn & Rösler, Pecopteris esperancensis
Rohn & Rösler, Pecopteris bracatingaensis Rohn & Rösler, Pecopteris spp.
(pelo menos três morfotipos), Sphenopteris sp.; Pecopteris é um morfotipo
bastante freqüente encontrado entre o norte do Estado de Santa Catarina e o
norte do Estado do Paraná (MENDES, 1954; RÖSLER, 1978; ROHN &
RÖSLER, 1986c; ROHN et al., 1997a, b, c); Sphenopteris é mais raro,
encontrado entre o centro de Santa Catarina e o centro-sul do Estado do
Paraná (ROHN et al., 1997a, b);
• Glossopterídeas (Glossopteridales): Glossopteris riorastensis Rohn et al.,
Glossopteris dorizonensis Rohn et al., Glossopteris cf. G. indica Schimper,
Glossopteris grafi Rohn & Rösler, Glossopteris singenervis Rohn et al.,
Glossopteris aff. G. angustifolia Brongniart, Glossopteris aff. G. stricta
Bunbury, Glossopteris cf. G. surangei Chandra & Prasad, Glossopteris
decipiens Feistmantel, Glossopteris leptoneura Bunbury, Glossopteris aff. G.
longicaulis Feistmantel, Glossopteris margiondulata Rohn et al., Glossopteris
spathulato-emarginata Rohn et al., Glossopteris cf. G. formosa Feistmantel,
33
Glossopteris farturensis Rohn, Glossopteris cf. G. damudica Feistmantel,
Glossopteris sp.1, Glossopteris sp. 2, Glossopteris sp. 3, Glossopteris sp. 4,
Glossopteris spp., Ilexoidephyllum permicum Rohn & Rösler; foram
encontradas entre o Norte de Santa Catarina e o sul do Estado de São Paulo,
sendo mais abundantes no centro-sul do Estado do Paraná (MENDES, 1954;
ROHN et al., 1984; ROHN & RÖSLER, 1989a, b; ROHN, 1994; ROHN et al.,
1997a, b, c); há uma ocorrência no Rio Grande do Sul (GUERRA-SOMMER
et al., 1993);
Quase todos os afloramentos fossilíferos da Formação Rio do Rasto foram
descobertos durante um levantamento sistemático de perfis ao longo de diversas
estradas entre o centro-sul de Santa Catarina e o norte do Estado do Paraná
realizado por Rohn (1994). O número de localidades com fósseis vegetais é muito
maior no Membro Serrinha da Formação rio do Rasto que na Formação Teresina,
ainda que o número total de afloramentos (fossilíferos + afossilíferos) seja
aproximadamente similar.
As pteridófilas, que incluem Pecopteris e Sphenopteris reúnem morfo-gêneros
que poderiam ser atribuídos a filicínas ou a pteridospermas. Considerando-se que
não há registro de pteridospermas na Formação Rio do Rasto, mas de folhas
pecopteróides férteis (Dizeugotheca ou Asterotheca), é provável que todas as
pteridófilas estejam relacionadas a filicíneas. Sphenopteris é um morfogênero
registrado somente na Formação Rio Bonito, além da Formação Rio do Rasto.
No Permiano da Bacia do Paraná todas as filicíneas eusporangiadas podem
ser atribuídas à Ordem Psaroniales, porém diversos autores consideram estas
filicíneas como pertencentes à Ordem Marattiales, a qual também inclui os fetos
arborescentes modernos (TAVARES, 2007). Ao contrário das formações Teresina e
Corumbataí, no Membro Serrinha não há registro de caules de filicíneas. De acordo
com os morfotipos de Pecopteris e Sphenopteris encontrados (embora diferentes
morfotipos possam ter existido numa única fronde) e das espécies de Dizeugotheca
ou Asterotheca, podem ter existido pelo menos quatro espécies naturais de
Psaroniales ou Marattiales durante a deposição do Membro Serrinha.
As esfenófitas Sphenophyllales apresentam duas espécies bem definidas e as
Equisetales, registradas principalmente através de caules, podem representar duas
ou três espécies naturais. A porção vegetativa denominada Schizoneura
34
gondwanensis começa a ocorrer somente a partir das porções mais altas do Membro
Serrinha, provavelmente correspondendo a níveis estratigráficos localizados acima
dos níveis palinologicamente férteis do furo SP-23-PR.
De acordo com Rohn (1994) e Rohn & Rösler (2000), os vegetais da
Formação Rio do Rasto começam a se tornarem abundantes a partir da porção
média do Membro Serrinha. No esquema de tafofloras paleozóicas da Bacia do
Paraná elaborado por Rösler (1978), os macrofitofósseis da Formação Rio do Rasto
fazem parte da Tafoflora E. No zoneamento bioestratigráfico fundamentado em
vegetais de Rohn & Rösler (2000), a maior parte do Membro Serrinha compreende a
Zona Sphenophyllum paranaense. A parte superior deste membro e o Membro
Morro Pelado equivalem à Zona Schizoneura gondwanensis, porém os furos de
sondagem do furo SP-23-PR não devem ter abrangido tal zona.
Na região de Sapopema-São Jerônimo da Serra, onde estão os poços
estudados para Palinologia, e nas áreas situadas mais ao norte do Estado do
Paraná e sul do Estado de São Paulo, o número de ocorrências de vegetais fósseis
é bastante restrito, havendo somente dois registros no Membro Serrinha (em Santo
Antônio da Platina e em Fartura). As regiões mais ricas em vegetais fósseis, no
Membro Serrinha, localizam-se no norte de Santa Catarina e no sul do Paraná, ainda
com ocorrências significativas até o centro do estado. Estas áreas mais ricas
coincidem com um maior número de ocorrências de corpos litológicos lobados ou
sigmóides, que devem representar desembocaduras de drenagens em lagos ou
outros tipos de fluxos episódicos para o interior de corpos de água parada, sob
influência fluvial (ROHN, 1994; ROHN et al., 2005). Tais fluxos devem ter contribuído
para o transporte de fragmentos vegetais para os ambientes de sedimentação de
pelitos, onde os vegetais foram melhor preservados.
Nas áreas mais pobres em fósseis, como no centro-norte e norte do Estado
do Paraná, as litologias apresentam organização geralmente tabular, sem lobos ou
sigmóides, com maior proporção de rochas carbonáticas ou de rochas cimentadas
por calcita (MEGLHIORATTI, 2006). Estes fatos sugerem que na região aflorante
mais setentrional do Membro Serrinha, incluindo a região de Sapopema, os
ambientes deposicionais provavelmente tiveram menor contribuição fluvial ou de
fluxos gerados em fases chuvosas e, portanto, ocorria menor aporte de vegetais.
Também deve ser lembrado que a descoberta de vegetais fósseis é muito mais difícil
35
em rochas compactas com cimentação por carbonato de cálcio do que em siltitos e
argilitos.
2.6. Contexto paleoclimático com base no registro de macrofitofósseis
durante o Permo-Carbonífero na Bacia do Paraná
O Sistema Permiano foi definido em 1841 pelo geólogo inglês Roderick
Murchison para designar as camadas de margas, “xistos”, calcáreos, arenitos e
conglomerados que recobrem o Sistema Carbonífero por todo o Grande Arco que se
estende leste do Volga até os Urais e do Mar de Archangel até o sul de Orenburg.
Pelos dados de Gradstein et al. (2004), compreende o intervalo de tempo de 299 a
251 milhões de anos.
No contexto global, foi o período em que o supercontinente Pangea se
deslocou para o norte, o clima se tornou árido, as áreas pantanosas sofreram
drástica redução, houve aumento das rochas evaporíticas e a vida na Terra sofreu o
maior episódio de extinção, em que 90% das espécies marinhas e 65% das espécies
terrestres desapareceram (GRADSTEIN et al., 2004).
A evolução florística do Permo-Carbonífero no Gondwana Ocidental reflete
claramente as variações do clima durante esse período (RÖSLER, 1976;
ARCHANGELSKY, 1986, 1990; ROHN & RÖSLER, 1987; ZIEGLER, 1990). Na
Bacia do Paraná, esse registro começa durante o Neocarbonífero, momento em que
ocorria a glaciação. Os macrofitofósseis preservados pertenceram às floras de
intervalos interglaciais (BERNARDES-DE-OLIVEIRA et al., 2005). Após a glaciação
e com o movimento do Gondwana para o norte, o aquecimento climático promoveu
enriquecimento da flora e a geração de carvão (Formação Rio Bonito).
Posteriormente, durante a deposição do Grupo Passa Dois ocorreram novas
modificações climáticas e florísticas (RÖSLER, 1976).
A Formação Irati apresenta porções com calcários dolomíticos brechados e
localmente evaporitos que devem ter sido originados sob condições bastante secas
(LAGES, 2004). O registro de macrofitofósseis da Formação Irati é relativamente
escasso. Caules permineralizados por sílica apresentam características xeromórficas
que podem ser atribuídas à escassez de água (MUSSA, 1982). Segundo Rösler
(1976), o registro paleobotânico das outras unidades do Grupo Passa Dois também
36
sugere aumento gradual das condições de aridez, as quais culminaram no
Mesozóico durante a sedimentação das formações Pirambóia e Botucatu.
Os macrofitofósseis das formações Teresina e Corumbataí permitem realizar
as seguintes interpretações paleoecológicas e paleoclimáticas:
a) as licófitas provavelmente eram hidro-higrófilas e toleravam águas
ligeiramente salinas (RETALLACK, 1975; GASTALDO, 1986). As esfenófitas, que
provavelmente também eram hidro-higrófilas a higrófilas, são muito mais raras na
Formação Teresina. Uma possível explicação para tal fato poderia ser a menor
tolerância das esfenófitas às condições salinas (ROHN, 1994);
b) as filicíneas modernas preferem os ambientes úmidos. Por outro lado, as
pecopterídeas estudadas por Tavares (2007), provavelmente atribuíveis a
Psaroniales, apresentam lâmina foliar grossa e encurvada para a face abaxial,
evidências de pêlos e outras feições que foram interpretadas como características
xeromórficas. A presença destas características pode estar relacionada a condições
climáticas relativamente secas e/ou intensa incidência de raios solares por falta de
árvores próximas mais altas que pudessem ter promovido sombra. Tavares (2007)
também observou que os raros caules de Psaroniales encontrados na Formação
Corumbataí apresentam estelos com diâmetros pequenos (provavelmente não
porções apicais de caules devido à presença de manto radicular) e meristelos
também pequenos, o que igualmente poderia estar relacionado a stress hídrico;
c) as folhas glossopterídeas, que são raras nas formações Teresina e
Corumbataí, apresentam dimensões pequenas se comparadas com as espécies dos
depósitos mais antigos que o Grupo Passa Dois. Pequenas áreas de limbos foliareas
normalmente estão relacionadas à escassez de água (BERNARDES-DE OLIVEIRA,
1978; ROHN & RÖSLER, 1989b). As glossopterídeas provavelmente foram mais
mesófilas em comparação às licófitas e às filicíneas, o que deve explicar sua menor
abundância;
d) as coníferas do gênero Krauselcladus, seguramente encontradas apenas
numa única localidade, apresentam feições que podem estar relacionadas ao
xeromorfismo (FANTON et al., 2006). Em vista da raridade das coníferas, interpreta-
se que elas viveram mais distantes do ambiente deposicional do que as licófitas,
filicíneas e glossopterídeas. Ziegler (1990) comentou que as coníferas Voltziales
teriam desenvolvido folhas aciculares e escamosas como adaptações a condições
37
secas. Elas seriam comumente encontradas em regiões transicionais para bacias
evaporíticas em situações onde as chuvas eram marcadamente sazonais (ZIEGLER,
1990), ou ocupavam áreas de solos mais secos, nos divisores de água (SANDER,
1987);
e) troncos permineralizados por sílica da Formação Corumbataí também
apresentam características xeromórficas (MUSSA, 1982).
Cabem algumas considerações a respeito das carófitas. Em geral, são
indicadoras de condições límnicas, porém não obrigatoriamente de água doce. Por
exemplo: existem carófitas em lagos atuais com evaporitos da Austrália, que
suportam sazonalmente salinidades da ordem de 60 % (BURNE et al., 1980; De
DECKKER, 1988). Desta forma, a presença de carófitas nas formações Teresina e
Corumbataí não indica obrigatoriamente ambiente de água doce.
Em relação à Formação Rio do Rasto - Membro Serrinha, são importantes as
seguintes considerações:
a) as licófitas desaparecem abruptamente a partir da base do Membro
Serrinha. Considerando-se que estes vegetais hidro-higrófilos provavelmente
habitavam margens de corpos d’água salinos durante a deposição da Formação
Teresina, seu desaparecimento poderia estar relacionado com a dulcificação da
água. O aparecimento de conchostráceos no Membro Serrinha – que são crustáceos
de água doce – indica a modificação da salinidade da água no ambiente
deposicional;
b) no caso das esfenófitas, seu potencial para extensa dispersão vegetativa
permitia a colonização de substratos instáveis às margens dos lagos ou de cursos
d'água (DIMICHELE et al., 1985). A dulcificação da água a partir da deposição do
Membro Serrinha deve ter contribuído para substituição das licófitas pelas
esfenófitas na vegetação hidro-higrófila (ROHN, 1994; ROHN & RÖSLER, 2000).
Sphenophyllum provavelmente crescia em áreas menos freqüentemente submersas
do que outras esfenófitas como Paracalamites (DIMICHELE et al., 1985). As paredes
aparentemente espessas das células de Schizoneura gondwanensis podem ser
evidências de clima relativamente seco (PANT et al., 1982);
c) no caso das filicíneas e psaroniales, devem valer as observações
apresentadas para a Formação Corumbataí. Embora todas estejam preservadas
38
como impressões (e não como permineralizações), as pínulas também mostram
encurvamento das lâminas para o lado abaxial e outras feições atribuíveis a
xeromorfismo (ROHN & RÖSLER, 1986c). Infelizmente, não foram preservados
caules;
d) em Rohn & Rösler (1989b) discutiu-se a possível utilização das
glossopterídeas da Formação Rio do Rasto para interpretações paleoclimáticas.
Esses elementos mesófilos deveriam refletir melhor as condições climáticas
regionais que os fósseis hidro-higrófilos (SPICER & WOLFE, 1987). É necessário
certo cuidado na análise da fisionomia foliar das glossopterídeas para interpretações
climáticas porque o método foi desenvolvido, a priori, para as angiospermas
(WOLFE & UPCHURCH, 1987). Além disso, há diversas críticas a respeito do
método aplicado às próprias angiospermas porque a fisionomia foliar depende
também de parâmetros não climáticos como a intensidade da luz, ventos,
disponibilidade de nutrientes, pH do solo, altitude, etc (DOLPH & DILCHER, 1979;
MEYEN, 1987) e porque o registro das folhas fósseis é mascarado por processos
tafonômicos (GREENWOOD, 1992). Se o método for válido, diversas características
poderiam ser evidências de clima relativamente seco (ROHN & RÖSLER, 1989b). As
glossopterídeas mais longas e acuminadas da Formação Rio do Rasto talvez
tenham pertencido a comunidades de áreas localmente mais úmidas.
MAHESHWARI et al. (1991) também valorizaram a presença de glossopterídeas
pequenas e com venação aberta nos depósitos do final do Permiano da Índia para
evidenciar o término da fase de clima úmido.
Fatores tafonômicos mascaram a real diversidade da flora (ROHN, 1994). As
condições deposicionais continentais da Formação Rio do Rasto promoveram
registro fitofossilífero mais rico que na Formação Teresina. O grande número de
afloramentos com vegetais supera inclusive as ocorrências nas unidades portadoras
de carvão da Bacia do Paraná, supostamente originadas sob condições climáticas
bem mais favoráveis ao desenvolvimento da flora. Portanto, a menor diversidade no
registro paleobotânico da Formação Teresina não necessariamente indica
diversidade florística original mais pobre (ROHN, 1994).
Também é necessário salientar que o provável aumento de aridez na região
da Bacia do Paraná a partir da deposição do Grupo Passa Dois provavelmente
apresentou oscilações e não foi totalmente gradual. As evidências de evaporitos na
39
Formação Irati podem ser indicativas de condições mais secas do que as reinantes
durante a deposição da Formação Teresina e do Membro Serrinha. Devem ter
ocorrido diversas oscilações climáticas, pois as intercalações de rochas
carbonáticas, tanto da Formação Irati, como da Formação Teresina, provavelmente
representam condições mais secas que as rochas siliciclásticas (ROHN, 2001;
ROHN et al., 2003; LOURENÇO, 2003; LAGES, 2004; MEGLHIORATTI, 2005,
2006). Oscilações climáticas ainda devem ter ocorrido durante a deposição da
Formação Rio do Rasto, pois na porção média do Membro Serrinha também há
intercalações de rochas carbonáticas, especialmente na região de Sapopema e em
áreas mais a norte (ROHN et al., 2003; LOURENÇO, 2003; MEGLHIORATTI, 2006).
Depósitos de dunas eólicas aparecem bem desenvolvidos apenas no Membro Morro
Pelado, mas nem estes indicam a instalação de condições totalmente desérticas.
Praticamente até o topo da formação ainda recorrem macrofitofósseis,
especialmente caules de esfenófitas, demonstrando que áreas mais úmidas ainda se
expandiam durante certos intervalos de tempo (ROHN, 1994).
Na Índia, Austrália e Antártica, há depósitos de carvão e vegetais como
Phyllotheca, Cordaites, Raniganjia, Trizygia, entre outros que sugerem a
permanência de condições úmidas quase até o final do Permiano (PANT, 1987;
ARCHANGELSKY, 1990; MAHESHWARI et al., 1991; MCLOUGHLIN, 1992).
Portanto, o aumento de aridez aparentemente foi mais acentuado na porção
ocidental do Gondwana.
2.7. Síntese das questões cronoestratigráficas e paleoambientais do
Grupo Passa Dois
O Grupo Passa Dois foi pouco estudado através de ferramentas palinológicas
e suscita discussões a respeito de sua idade. Tradicionalmente, todo o Grupo Passa
Dois foi atribuído aos andares “Kazaniano” e “Tatariano” (DAEMON & QUADROS,
1970), equivalendo aproximadamente ao Permiano Médio (Guadalupiano) e parte do
Permiano Superior (Lopingiano) das cartas cronoestratigráficas mais modernas
(GRADSTEIN et al., 2004). Contudo, de acordo com algumas propostas a parte
superior do grupo corresponderia ao Triássico (MILANI et al., 1994; FRANÇA et al.,
1995). Por outro lado, Rohn & Lavina (1993) e Rohn & Stollhofen (2000)
40
apresentaram argumentos a favor da idade inteiramente permiana do Grupo Passa
Dois, inclusive por correlações fundamentadas em bivalves da Bacia do Paraná e da
Namíbia, além de datações radiométricas de cinzas vulcânicas na África (265.5 ± 2.2
Ma num nível correlacionável à parte inferior da Formação Rio do Rasto)
(STOLLHOFEN et al., 2000).
Há importantes evidências sobre as idades fornecidas por vertebrados
(BARBERENA et al., 1985), macrofitofósseis (ROHN & RÖSLER, 2000) e
conchostráceos (ROHN, 1994). Uma datação radiométrica de cinzas vulcânicas da
Formação Irati resultou na idade 278,4 ± 2,2 Ma (SANTOS et al., 2006), equivalendo
ao Neoartinskiano, de modo que a deposição do Grupo Passa Dois teve início muito
antes do que se suspeitava. O topo da Formação Rio do Rasto, na área de
afloramentos, deve corresponder aproximadamente ao Wuchiapingiano (Lopingiano
inferior) conforme dados recentes sobre conchostráceos (FERREIRA-OLIVEIRA &
ROHN, informação verbal) e vertebrados (CISNEROS et al., 2004). Ainda há muitas
dúvidas sobre as idades das formações Serra Alta e Teresina, onde ainda não foram
realizadas datações radiométricas, nem há fósseis que indiquem correlações com
outras bacias.
Polêmica maior refere-se aos ambientes deposicionais do Grupo Passa Dois,
especialmente das formações Serra Alta e Teresina. Lages (2004) registrou raros
acritarcos na Formação Irati, possivelmente evidenciando alguma conexão entre as
águas da Bacia do Paraná e o oceano, ainda que muito restrita. Faltam informações
sobre a possível ocorrência de acritarcos nas unidades sobrejacentes. Os principais
fósseis destas unidades, como moluscos bivalves e restos de peixes, são endêmicos
ou pouco diagnósticos em termos de salinidade da água. Provavelmente ocorreram
oscilações da salinidade ao longo do tempo de acordo com o clima - ora mais úmido,
ora mais seco (ROHN, 1994, 2001; LOURENÇO, 2002; MEGLHIORATTI, 2005,
2006). Somente na Formação Rio do Rasto há fósseis continentais, como
conchostráceos e macrofitofósseis mais abundantes.
41
CAPÍTULO 3. MATERIAIS E MÉTODOS
3.1. Procedência do material estudado
As assembléias palinológicas estudadas provêm dos furos de sondagem SP-
23-PR e SP-58-PR que se localizam na porção nordeste do Estado do Paraná, no
sul do Município de Congonhinhas (Figura 4).
O furo de sondagem SP-23-PR (coordenadas UTM 7374,863 kmN / 545,384
kmE; cota de 953,64 m) abrange as formações Serra Alta (70 m), Teresina (349 m) e
a parte inferior do Membro Serrinha (199 m) da Formação Rio do Rasto. Este furo é
praticamente o único da Bacia do Paraná onde foi realizada testemunhagem
contínua da porção inferior da Formação Rio do Rasto, apresentando pelitos
cinzentos potencialmente ricos em palinomorfos.
O furo de sondagem SP-58-PR (coordenadas UTM 7373,930 kmN / 547,620
kmE; cota 814,10m) abrange as formações Serra Alta (80 m) e Teresina (345 m). Os
15 metros iniciais da Formação Serra Alta encontram-se alterados pela intrusão de
magma que originou um espesso pacote de diabásio (52 m).
Os furos SP-23-PR e SP-58-PR da CPRM abarcam um intervalo de
aproximadamente 600 m de espessura do Grupo Passa Dois, desde o topo da
Formação Irati até a parte superior do Membro Serrinha da Formação Rio do Rasto,
devendo facultar o primeiro levantamento sistemático das assembléias palinológicas
mais jovens do Permiano (formações Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto).
42
Foram selecionadas 20 amostras do furo de sondagem SP-23-PR e 17 do
furo SP-58-PR (Figura 5 e tabelas 1 e 2), escolhendo-se os níveis constituídos por
folhelhos, argilitos ou siltitos escuros, cujo potencial de preservação dos
palinomorfos é elevado pelo grau de oxidação provavelmente baixo. Selecionou-se
uma amostra de cada furo para análise da parte superior da Formação Irati.
Considerando-se que diversas caixas de testemunhos do furo SP-23-PR
armazenadas no depósito do DNPM em São Pedro (SP) foram perdidas, a maioria
das amostras das formações Serra Alta e Teresina são do furo SP-58-PR. As
amostras selecionadas do furo SP-23-PR correspondem ao topo da Formação
Teresina e à parte inferior da Formação Rio do Rasto (Membro Serrinha).
51
o
50
o
100 km
49
o
o
25
o
23
48
o
27
o
Curitiba
Sapopema
Congonhinhas
SP-23-PR
SP-58-PR
SÃO PAULO
PARANÁ
SANTA
CATARINA
Figura 4: faixa de afloramento do Grupo Passa Dois na borda leste da Bacia do Paraná e localização
dos dois furos de sondagem estudados.
43
3.2. Preparação das lâminas palinológicas
As lâminas palinológicas foram preparadas segundo os procedimentos
descritos por Uesugui (1979) e Quadros & Mello (1987).
Antes de iniciar a preparação foi necessário gotejar HCl-10% sobre as
amostras. Quando ocorreu reação, indicando a presença de carbonato de cálcio, a
amostra foi submetida ao ataque de HCl a frio até a eliminação deste carbonato.
Sem esse procedimento prévio forma-se fluoreto de cálcio, de difícil remoção.
As seis etapas de preparação são descritas abaixo:
1ª etapa ? desagregação mecânica da rocha: triturou-se com um martelo
aproximadamente 40 gramas da amostra, de modo a obter pedaços de 4 a 5
milímetros e também frações menores. Procurou-se não pulverizar a amostra para
evitar a fragmentação dos palinomorfos;
2ª etapa ? primeiro ataque químico: em um béquer de poliuretano de 1000
ml, colocou-se aproximadamente 300 ml de ácido fluorídrico 40%, por cerca de 24
horas, para eliminar os silicatos da amostra. Após a decantação, a amostra foi
lavada com água destilada até a retirada total do ácido;
3ª etapa ? segundo ataque químico: o resíduo foi colocado em um frasco
Erlenmeyer adicionando-se aproximadamente 100 ml de ácido clorídrico 65%. Esse
frasco Erlenmeyer foi colocado sobre chapa aquecedora, elevando-se lentamente a
temperatura até 60°C para eliminar os fluorsilicatos e a sílica-gel que se formaram
na primeira etapa. Esperou-se o material decantar e em seguida repetiu-se o
processo de lavagem para a retirada do ácido;
4ª etapa? métodos de separação: as amostras foram peneiradas em malhas
de 0,25mm e 0,025mm, conservando-se para as lâminas o resíduo retido entre as
peneiras;
5ª etapa ? preparação das lamínulas: gotejou-se uma ou duas gotas do
resíduo com uma ou duas gotas do fixador Cellosize sobre a lamínula, espalhando-
44
os com um palito. A seguir, a lamínula foi levada à chapa aquecedora para a
evaporação da água do resíduo. A função do Cellosize é manter os palinomorfos
espalhados quando a água do resíduo se evapora;
6ª etapa ? montagem da lâmina: por fim, a lamínula foi colada à lâmina
utilizando-se Entellan (marca Merck).
Posteriormente, as lâminas foram depositadas no Museu de Paleontologia e
Estratigrafia “Prof. Dr. Paulo Milton Barbosa Landim”, da Universidade Estadual
Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas, câmpus de Rio (IGCE - Unesp -
Rio Claro).
3.3. Análise das lâminas palinológicas
Para a leitura das lâminas utilizou-se um microscópio óptico Zeiss modelo
Standard com aumentos de 50 até 1000 vezes. A localização dos palinomorfos
encontrados nas lâminas foi determinada através da utilização da “England Finder”,
uma lâmina padrão com campos microscópicos demarcados, análogos às
coordenadas geográficas. Através da escala micrométrica na ocular, características
dos palinomorfos foram medidas, tais como as dimensões dos eixos equatorial e
polar, da marca trilete e das ornamentações, como espinhos, verrugas, báculas, etc.
Após a leitura preliminar das lâminas, foram feitas fotos digitais de todos os
palinomorfos suficientemente bem preservados para identificação, utilizando-se
equipamento Canon acoplado ao microscópio e conectado ao computador. As fotos
auxiliam na etapa de identificação.
Os palinomorfos foram inicialmente classificados em morfotipos e
posteriormente identificados ao nível de gênero e espécie através de comparações
com táxons da literatura. Foi necessário organizar fichários das principais espécies
de palinomorfos do Permiano, envolvendo criterioso levantamento bibliográfico.
45
Figura 5: quadro com os perfis litológicos dos furos de sondagem SP-23-PR e SP-58-PR com curvas
de raios gama (a esquerda) e resistividade (a direita). As setas indicam os níveis escolhidos para as
lâminas palinológicas. Setas vermelhas indicam níveis férteis e as cinzas níves estéreis.
SP-58-PR
SP-23-PR
100m
Fm Rio do Rasto (Membro Serrinha)
Fm TeresinaFm S.Alta
v
Fm Irati
114,5 m
121,5 m
130,5 m
156,5 m
161,0 m
179,0 m
189,0 m
192,0 m
201,5 m
203,0 m
215,0 m
546,0 m
558,0 m
577,0 m
611,0 m
619,0 m
19,5 m
23,0 m
45,5 m
56,0 m
87,5 m
127,5 m
176,5 m
228,4 m
257,0 m
265,5 m
282,5 m
356,0 m
387,5 m
476,5 m
102,0 m
349,0 m
21 m
36 m
45,4 m
61,5 m
91 m
2,5 km
46
Tabela 1
Quadro com os níveis escolhidos do furo de sondagem SP-23-PR para a realização
das lâminas palinológicas.
SP-23-PR
Profundidade (m) Lâminas
Unidade litoestratigráfica
21
36
45,4
61,5
114,5
Estéril
121,5
130,5
156,5
161
179
Fértil
189
Estéril
192
Fértil
Formação Rio do Rasto
(Membro Serrinha)
201,5
203
Estéril
215
Fértil
546
Formação Teresina
558
577
611
Formação Serra Alta
619
Estéril
Formação Irati
47
Tabela 2
Quadro com os níveis escolhidos do furo de sondagem SP-58-PR para a realização
das lâminas palinológicas.
SP-58-PR
Profundidade (m) Lâminas
Unidade litoestratigráfica
19,5
23
Fértil
45,5
56
87,5
91
Estéril
102
127,5
176,5
228,4
257
265,5
282,5
349
Fértil
Formação Teresina
356
387,5
Formação Serra Alta
476,5
Estéril
Formação Irati
48
CAPÍTULO 4. RESULTADOS
4.1. Sistemática palinológica
Os esporos e grãos de pólen geralmente são encontrados nos sedimentos
dissociados da planta-mãe. Devido a isso, sua classificação não pode seguir o
Código Internacional de Nomenclatura Botânica, que considera para sua
hierarquização as relações de parentesco entre as espécies, inviabilizando o uso
das categorias Família, Ordem, Classe, etc. Assim, para sua classificação, utiliza-se
um sistema artificial, baseado exclusivamente na morfologia. Apenas a separação
nas categorias supragenéricas Proxigerminantes (esporos) e Variegerminantes
(grãos de pólen) é natural (POTONIÉ, 1970).
O sistema de classificação utilizado neste estudo é o de Playford & Dettmann
(1996), que está em uníssono com os trabalhos pioneiros de Potonié (1956, 1970),
Potonié & Kremp (1954), Dettmann (1963) e Smith & Butterworth (1967).
Em relação aos palinomorfos do Paleozóico, não é possível realizar filiações
biológicas, apenas infere-se uma possível afinidade botânica. Neste estudo, esporos
e grãos de pólen serão associados aos grupos paleobotânicos de acordo com os
trabalhos de AZCUY (1978) e BALME (1995).
49
4.2. Listagem dos táxons
Entre as 20 amostras processadas do furo SP-23-PR, 8 são férteis e 12 são
estéreis. Para o furo SP-58-PR, das 17 amostras processadas 10 são férteis e 7 são
estéreis. As amostras estéreis são da parte superior da Formação Irati, toda a
Formação Serra Alta e a parte superior do Membro Serrinha da Formação Rio do
Rasto (Figura 5 e tabelas 1 e 2).
Em geral, as lâminas apresentam baixa abundância de palinomorfos, e a
proporção de grãos de pólen é menor que a de esporos. Em determinados níveis, os
esporos estão muito bem preservados.
Foram registradas 32 espécies de palinomorfos, sendo 15 de esporos (8
gêneros) e 17 grãos de pólen (10 gêneros).
Abaixo, as espécies encontradas:
Esporos
triletes Leiotrileles virkkii
Lophotriletes sp. 1
Spelaeotriletes sp. 1
monoletes Laevigatosporites vulgaris
Punctatosporites granifer
Leschikisporis chacoparanaense
Thymospora obscura
Thymospora thiessenii
Thymospora pseudothiessenii
Thymospora rugulosa
Thymospora criciumensis
Thymospora sp. nov. 1
Thymospora sp. nov. 2
Thymospora sp. nov. 3
Striatosporites sp. 1
Grãos de pólen
lisos Alisporites nuthalensis
Alisporites grandis
Alisporites sp. 1
Vesicaspora wilsonni
Vesicaspora sp. 1
Striatoabietites sp. 1
estriados Protohaploxypinus spp.
Striatopodacarpites fusus
Lueckisporites virkkiae
Lueckisporites stenotaeniatus
50
Lueckisporites nyakapendensis
Staurosaccites quadrifidus
Staurosaccites cordubensis
plicados Vittatina vittifera
Vittatina spp.
Weylandites lucifer
monocolpado Cycadopites glaber
4.3. Descrições palinológicas
Anteturma PROXIMEGERMINANTES Potonié, 1970
Turma TRILETES (Reinsch) Dettmann, 1963
Suprasubturma ACAVATITRILETES Dettmann, 1963
Subturma AZONOTRILETES (Luber) Dettmann, 1963
Infraturma LAEVIGATI (Bennié & Kidston) Potonié, 1956
Gênero LEIOTRILETES (Naumova) Potonié & Kremp, 1954
Espécie-tipo: Leiotriletes sphaerotriangulus (Loose) Potonié & Kremp, 1954
Afinidade botânica: Pteridophyta-Filicopsida (Azcuy, 1978); Filicopsida
(Botryopteridales, Zygopteridales), Cycadopsida/Ginkgoopsida (Balme, 1995).
Leiotriletes virkkii Tiwari, 1965
Estampa 1, Figura 1
Descrição: esporo trilete, simetria radial, isopolar, contorno equatorial
triangular, lados levemente convexos e vértices arredondados. Marca trilete distinta,
com raios retos alcançando 3/4 a 4/5 do raio total. Exina fina (menor que 2 µm) e
lisa.
Dimensões (4 espécimes): diâmetro equatorial = 50-62 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m.
SP-58-PR: 228,4m, 127,5m.
51
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo
Itararé e Grupo Guatá (formações Rio Bonito e Palermo); Quadros et al. (1995);
Souza (2000): Grupo Itararé e Grupo Guatá (Formação Rio Bonito); Souza (2006).
Infraturma APICULATI (Bennié & Kidston) Potonié, 1956
Subinfraturma NODATI Dybová & Jachowicz, 1957
Gênero LOPHOTRILETES (Naumova) Potonié & Kremp, 1954
Espécie-tipo: Lophotriletes gibbosus (Ibrahim) Potonié & Kremp, 1954.
Afinidade botânica: Pteridophyta-Filicophyta (Azcuy, 1978); Filicopsida
(Botryopteridales) (Balme, 1995).
Lophotriletes sp. 1
Estampa 1, Figura 2
Descrição: esporo trilete, contorno equatorial triangular, lados levemente
côncavos e vértices arredondados. Marca trilete distinta, com raios retos alcançando
3/5 do raio total. Exina fina (1 µm). Ornamentação constituída por cones de diâmetro
e altura menor que 1 µm, distribuídos irregularmente e separados por distâncias de 2
a 3 µm.
Dimensões (3 espécimes): diâmetro equatorial = 48-62 µm
Observação: os espécimes acima foram colocados no gênero Lophotriletes
devido a sua ornamentação ser predominantemente constituída por cones. O gênero
Horriditriletes pode apresentar ornamentação composta por cones, mas o
predomínio é de báculas, verrugas, clavas e espinhos (ARCHANGELSKY &
GAMERRO, 1979).
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m, 23m.
Suprasubturma PSEUDOSACCITITRILETES Richardson, 1965
Infraturma MONOPSEUDOSACCITI Smith & Butterworth, 1967
52
Gênero SPELAEOTRILETES Neves & Owens, 1966
Espécie-tipo: Spelaeotriletes triangulus Neves & Owens, 1966
Afinidade botânica: sem referência.
Spelaeotriletes sp. 1
Estampa 1, Figura 3
Descrição: esporo trilete, simetria radial, contorno equatorial circular. Raios
da marca trilete retos, finos e alcançando 1/3 do diâmetro total. Exina fina (1 µm).
Corpo central circular, distinto, de coloração mais escura que o pseudosaco,
alcançando pouco mais da metade do diâmetro total. Ornamentação constituída por
pequenos cones com diâmetro e altura menor que 1 µm.
Dimensões (1 espécime): diâmetro equatorial = 78 µm, diâmetro do corpo
central = 43 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 282,5m.
Turma MONOLETES (Ibrahim) Dettmann,1963
Suprasubturma ACAVATOMONOLETES Dettmann,1963
Subturma AZONOMONOLETES (Lüber) Dettmann,1963
Infraturma LAEVIGATOMONOLETI Dybová & Jachowicz, 1957
Gênero LAEVIGATOSPORITES (Ibrahim) Dettmann,1963
Espécie-tipo: Laevigatosporites vulgaris (Ibrahim) Alpern & Doubinger, 1973
Afinidade botânica: Pteridophyta-Sphenopsida (Azcuy, 1978);
Equisetopsida/ Filicopsida (Marattiales, Polypodiaceae (Balme, 1995)).
Laevigatosporites vulgaris (Ibrahim) Alpern & Doubinger, 1973
Estampa 1, Figura 4
Descrição: esporo monolete, liso, simetria bilateral, contorno equatorial
elipsoidal, abertura reta ou curvada, sem lábios, medindo aproximadamente 2/3 do
diâmetro equatorial. Exina fina (2-3 µm).
53
Dimensões (77 espécimes): eixo longitudinal = 76-100 µm, eixo transversal =
48-64 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 23m, 215m, 192m.
Distribuição: SP-58-PR: 282,5m, 265,5m, 257m, 228,4m, 176,5m, 102m,
23m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Daemon & Quadros (1970): como
as formas p. 289 e 294, encontradas no Grupo Guatá (Formação Rio Bonito) e
Grupo Passa Dois (Formação Teresina); Marques-Toigo (1988): Grupo Guatá
(formações Rio Bonito e Palermo) e Grupo Passa Dois (Formação Irati); Quadros et
al. (1995).
Infraturma SCULPTATOMONOLETI Dybová & Jachowicz, 1957
Gênero PUNCTATOSPORITES (Krutzsch) Alpern & Doubinger, 1973
Espécie-tipo: Punctatosporites minutus (Ibrahim) Alpern & Doubinger, 1973
Afinidade botânica: Filicopsida (Marattiales) (Balme, 1995).
Punctatosporites granifer (Potonié & Kremp) Alpern & Doubinger, 1973
Estampa 1, Figura 5
Descrição: esporo monolete, contorno equatorial subcircular, abertura reta e
fina alcançando metade do diâmetro equatorial com lábios de aproximadamente 1,5
µm de largura. Ornamentação constituída por cones de aproximadamente 0,5 µm
em altura e diâmetro. Exina fina (1 µm).
Dimensões (10 espécimes): eixo maior = 33-47 µm; eixo menor = 30-43 µm.
Razão entre o eixo menor e o maior de aproximadamente 0,90.
Distribuição: SP-23-PR: 215m.
SP-58-PR: 228,4m, 127,5m, 102m, 23m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
54
Gênero LESCHIKISPORIS Potonié, 1958
Espécie-tipo: Leschikisporis aduncus (Leschik) Potonié, 1958
Afinidade botânica: Pteridophyta-Filicopsida (Bhardwaj & Singh, 1956 apud
Vergel, 1990); Filicopsida (Marattiales) (Balme, 1995).
Leschikisporis chacoparanaense Vergel, 1990
Estampa 1, Figura 6
Descrição: esporo monolete de contorno subcircular. A espécie pode
apresentar dois raios da marca trilete formando uma linha quase reta, sem lábios e
alcançando todo o diâmetro equatorial, e o terceiro raio bastante reduzido.
Ornamentação formada por microgrânulos menores que 1/2 µm em diâmetro e altura
e espaçamento entre 1 e 2 µm. Exina de 3 µm.
Dimensões (3 espécimes): eixo maior = 47-43 µm, eixo menor = 41-43 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
Gênero THYMOSPORA (Wilson & Venkatachala) Alpern & Doubinger, 1973
Espécie-tipo: Thymospora thiessenii (Kosanke) Wilson & Venkatachala,
1963.
Afinidade botânica: Pteridophyta-Filicopsida (Azcuy, 1978); Filicopsida
(Marattiales) (Balme, 1995).
Thymospora obscura (Kosanke) Wilson & Venkatachala, 1963.
Estampa 1, Figura 7
Descrição: esporo monolete, simetria radial, isopolar, contorno equatorial
subcircular. Marca monolete pode alcançar toda a extensão equatorial. Exina fina (2
a 3 µm). Ornamentação constituída por cones menores que 2 µm em diâmetro e
altura e espaçamento entre 1 e 2 µm.
Dimensões (22 espécimes): eixo maior = 31-41µm; eixo menor = 24-36 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m, 192m, 179m.
55
SP-58-PR: 265,5m, 257m, 228,4m, 176,5m, 127,5m, 102m,
23m, 19,5m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
Thymospora thiessenii (Kosanke) Wilson & Venkatachala, 1963.
Estampa 1, Figura 8
Descrição: esporo monolete, simetria radial, isopolar, contorno equatorial
subcircular. Marca monolete pode alcançar toda a extensão equatorial e apresentar
um terceiro raio reduzido. Quando compactado pode apresentar formato mais
elipsoidal que subcircular. Exina com 2 a 4 µm de espessura. Ornamentação
constituída predominantemente por verrugas, com diâmetro basal entre 3 a 4 µm,
altura de 2 a 3 µm, ápices arredondados e espaçamento menor que 2 µm.
Dimensões (21 espécimes): eixo maior = 35-48 µm; eixo menor = 21-43 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m, 179m, 161m.
SP-58-PR: 282,5m, 265,5m, 228,4m, 176,5m, 102m, 23m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
Thymospora pseudothiessenii (Kosanke) Wilson & Venkatachala, 1963.
Estampa 2, Figura 1
Descrição: esporo monolete, simetria radial, isopolar, contorno equatorial
subcircular. Marca monolete pode alcançar 4/5 do diâmetro total. Exina entre 1,5 e
2,5 µm. Ornamentação constituída por rúgulas de largura entre 3 e 4 µm e altura
entre 1 e 5 µm e verrugas de altura entre 1 e 3 µm, largura entre 3 e 8 µm com topos
arredondados. O topo das verrugas apresenta pequenos dentículos. Apresenta
pequenos grânulos entre a ornamentação.
Dimensões (13 espécimes): eixo maior = 36-45 µm, eixo menor = 32-40 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 282,5m, 265,5m, 228,4m, 176,5m, 127,5m, 23m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
Thymospora rugulosa Mautino, Vergel & Anzótegui, 1998
Estampa 2, Figura 2
56
Descrição: esporo monolete, contorno equatorial circular a levemente
subcircular. Marca monolete pode alcançar 4/5 do diâmetro total. Exina fina (2 µm).
Ornamentação constituída por rúgulas bastante sinuosas com altura entre 2 e 3 µm,
largura entre 4 e 5 µm, espaçamento entre 1 e 2 µm e topos arredondados.
Dimensões (5 espécimes): eixo maior = 48-50 µm; eixo menor = 46-49 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 265,5m, 228,4m, 102m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
Thymospora criciumensis Quadros, Marques-Toigo & Cazzulo-Klepzig, 1995
Estampa 2, Figura 3
Descrição: esporo monolete, simetria bilateral, contorno equatorial
subcircular. Marca monolete pode alcançar toda a extensão equatorial, com ou sem
lábios. Exina grossa (5 a 7 µm). Ornamentação vermiculada, com lúminas entre 2 e
3 µm em diâmetro.
Dimensões (8 espécimes): eixo maior = 44-53µm; eixo menor = 40-47 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 265,5m, 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo Guatá
(formações Rio Bonito e Palermo); Quadros et al. (1995); Souza & Marques-Toigo
(2005).
Observação: a espécie Thymospora criciumensis foi inicialmente descrita por
Leipnitz (1981) como Thymospora catarinensis, porém a autora não a publicou
formalmente. Marques-Toigo (1988) registrou a espécie em sua tese de
doutoramento. Por fim, Quadros, Marques-Toigo & Cazzulo-Klepzig (1995)
publicaram formalmente a espécie, invalidando o nome dado por Leipnitz (1981).
Thymospora sp. nov. 1
Estampa 2, Figura 4
Descrição: esporo monolete, contorno equatorial subcircular. Marca monolete
com lábios de 5 µm, podendo alcançar toda a extensão equatorial. Exina fina (1-2
µm). Ornamentação constituída predominantemente por rúgulas de 4 µm de largura,
báculas com altura entre 3 e 4 µm, diâmetro de 3 µm e ápices redondos ou
57
aplainados, e secundariamente por verrugas, com diâmetro de 3 µm e altura de 1-2
µm.
Dimensões (7 espécimes): eixo maior = 43-54 µm, eixo menor = 43-47 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m.
Thymospora sp. nov. 2
Estampa 2, Figura 5
Descrição: esporo monolete, apresentando um terceiro raio reduzido a 1/5 do
diâmetro equatorial. Marca monolete alcança aproximadamente 4/5 do diâmetro,
sem lábios. Exina fina (2 µm). Ornamentação constituída predominantemente por
rúgulas com altura de aproximadamente 1µm, largura de 2 a 4 µm e espaçamento
entre 1 e 2 µm, e secundariamente por raras verrugas, com diâmetro de 1 a 3 µm e
altura de 1 µm.
Dimensões (8 espécimes): eixo maior = 52-34 µm, eixo menor = 31-48 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m, 192m.
SP-58-PR: 228,4m.
Thymospora sp. nov. 3
Estampa 2, Figura 6
Descrição: esporo monolete, contorno equatorial subcircular. Marca monolete
com lábios de 5 µm, podendo alcançar 2-3 do diâmetro. Exina fina (2-3 µm).
Ornamentação constituída por rúgulas de altura entre 1 e 2 e largura de 2 a 4 µm, e
verrugas com ápices arredondados de diâmetro e altura 3 µm. Espaçamento entre a
ornamentação de 1 a 2,5 µm.
Dimensões (11 espécimes): eixo maior = 34-52 µm, eixo menor = 31-47 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m.
SP-58-PR: 228,4m.
58
Tabela 3
Quadro comparativo com as características das espécies do Gênero Thymospora.
Dimensões (µm)
Espécie Ornamentação
altura
largura
diâmetro
Thymospora obscura
Cones
< 2 < 2
Thymospora
thiessenii
Verrugas
2-3 3-4
Verrugas. Grânulos entre as
verrugas
1-3 3-8
Thymospora
pseudothiessenii
Rúgulas com dentículos no
topo. Grânulos entre as
rúgulas
1-5 3-4
Thymospora
rugulosa
Rúgulas sinuosas
2-3 4-5
Rúgulas 2-3 4-5 1-2
Thymospora
criciumensis
Lúminas 2-3
Rúgulas < 1 4
Báculas 3-4 3
Thymospora
sp. nov. 1
Secundariamente verrugas 1-2 3
Rúgulas baixíssimas 1 2-4
Thymospora
sp. nov. 2
Verrugas 1 1-3
Rúgulas 1-2 2-4
Thymospora
sp. nov. 3
Raras verrugas 3 3
Gênero STRIATOSPORITES (Bhardwaj) Playford & Dino, 2000
Espécie-tipo: Striatosporites major Bhardwaj, 1954.
Afinidade botânica: Schizeaceae (Alpern & Doubinger, 1973).
Striatosporites sp. 1
Estampa 2, Figura 7
Descrição: esporo monolete, simetria bilateral, contorno equatorial elipsoidal
e sinuoso. Marca monolete pode alcançar 4/5 do diâmetro total, sem lábios. Exina
fina (2 µm). Apresenta canais paralelos na face proximal e canais perpendiculares
na face distal, espessos ou fracamente definidos.
59
Dimensões (12 espécimes): eixo maior = 73-82 µm; eixo menor = 50-56 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m.
Anteturma VARIEGERMINANTES Potonié, 1970
Turma SACCITES Erdtmann, 1947
Subturma DISACCITES Cookson 1947
Infraturma DISACCITRILETI (Leschik) Potonié 1958
Gênero ALISPORITES (Daugherty) Nilsson, 1958
Espécie tipo: Alisporites oppi Daugherty, 1941
Afinidade botânica: Ginkgoopsida/Coniferopsida (Balme, 1995).
Alisporites nuthalensis Clarke, 1965
Estampa 2, Figura 8
Descrição: grão de pólen bissacado, simetria bilateral, elipsoidal
longitudinalmente, haploxilonóide. Corpo central subcircular a elipsoidal
transversalmente, com capa e cápula bastante fina e sulco fusiforme fracamente
definido na face distal. Em alguns exemplares a face proximal pode apresentar fina
estria longitudinal. Sacos semicirculares, microrreticulados, de largura igual ou um
pouco menor que o corpo central, unidos a este por pregas côncavas,
simetricamente opostas.
Dimensões (17 espécimes): eixo longitudinal do grão = 58-67µm, eixo
transversal do grão = 37-40 µm; eixo maior do corpo central = 32-40 µm, eixo menor
do corpo central = 32-37 µm; comprimento dos sacos = 18-25 µm, largura dos sacos
= 30-36 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m, 179m, 121,5m.
SP-58-PR: 282,5m, 257m, 228,4m, 176,5m, 127,5m, 102m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Daemon & Quadros (1970): como a
forma p. 331, encontrada no Subgrupo Itararé e no Grupo Passa Dois (Formação
Teresina); Lages (2004): Grupo Passa Dois (Formação Irati); Souza & Marques-
Toigo (2005).
60
Alisporites grandis Clarke, 1965
Estampa 3, Figura 1
Descrição: grão de pólen bissacado, simetria bilateral, elipsoidal
longitudinalmente, diploxilonóide. Corpo central circular a subcircular com sulco
fusiforme fracamente definido na face distal. Sacos semicirculares, de largura igual
ou ligeiramente menor que o corpo central, unidos a este por pregas levemente
côncavas.
Dimensões (4 espécimes): eixo longitudinal do grão = 62-81 µm, eixo
transversal do grão = 43-70 µm; eixo maior do corpo central = 43-50 µm, eixo menor
do corpo central = 35-50µm; comprimento dos sacos = 12-16 µm, largura dos sacos
= 45-70 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 176,5 m, 102 m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: inédita.
Observações: o critério para separar os gêneros Alisporites e Falcisporites é
a presença, neste último, de um sulco fusiforme claramente definido na face distal do
corpo central. No entanto, verifica-se que outros autores têm interpretações
diferentes (e.g., Foster, 1979), o que torna dúbia a classificação destas formas, uma
vez que nem sempre é possível visualizar o sulco, seja pelo grau de preservação ou
pelo fino espessamento da parede do corpo central na face distal, como observado
nos sete exemplares encontrados.
Alisporites sp. 1
Estampa 3, Figura 2
Descrição: grão de pólen bissacado, haploxilonóide, elipsoidal no sentido
longitudinal. Corpo central elipsoidal longitudinalmente. Face proximal apresentando
tênias mal preservadas de comprimento igual ao eixo maior do corpo central. Sacos
semicirculares, pequenos, da largura do corpo central ou um pouco menor, unidos a
este por pregas retas ou levemente côncavas e com cappa bastante significativa.
Dimensões (5 espécimes): eixo longitudinal do grão = 60-88 µm; eixo
transversal do grão = 30-48 µm; eixo maior do corpo central = 40-55 µm, eixo menor
do corpo central = 30-45 µm; comprimento dos sacos = 20-30 µm, largura dos sacos
= 30-43 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 257m, 228,4m, 102m, 23m.
61
Gênero VESICASPORA (Schemel) Wilson & Venkatachala, 1963
Espécie-tipo: Vesicaspora wilsonii (Schemel) Wilson & Venkatachala, 1963
Afinidade botânica: Ginkgoopsida (Balme,1995).
Vesicaspora wilsonni (Schemel) Wilson & Venkatachala, 1963
Estampa 3, Figura 3
Descrição: grão de pólen bissacado, levemente diploxilonóide, alongado
longitudinalmente. Corpo central indistinto. Sacos semicirculares, pouco maiores que
o corpo central, cobrindo-o parcialmente e unidos a este por pregas côncavas.
Dimensões (1 espécime): eixo longitudinal do grão = 88 µm, eixo transversal
do grão = 63 µm; comprimento dos sacos = 30 µm, largura dos sacos = 63 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo
Itararé e Grupo Guatá (formações Rio Bonito e Palermo); Quadros et al., 1995;
Vesicaspora sp. 1
Estampa 3, Figura 4
Descrição: grão de pólen bissacado, contorno elipsoidal no sentido do eixo
longitudinal. Corpo central indistinto. Sacos elipsoidais, menores que o corpo central,
unidos a este por duas pregas retas.
Dimensões (5 espécimes): eixo longitudinal do grão = 53-64 µm, eixo
transversal do grão =30-40 µm; eixo maior do corpo central = 30-40 µm, eixo menor
do corpo central = 20-23 µm; comprimento do saccus = 20-22 µm, largura dos sacos
= 26-32 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 179m.
SP-58-PR: 228,4m, 176,5m, 102m.
Gênero STRIATOABIETITES (Sedova) Hart, 1964
Espécie-tipo: Striatoabietites brickii Sedova, 1956 in Hart, 1964
Afinidade botânica: Gymnosperma-Coniferales (Azcuy, 1978).
62
Striatoabietites sp. 1
Estampa 3, Figura 5
Descrição: grão de pólen bissacado, haploxilonóide, elipsoidal no sentido do
eixo longitudinal. Corpo central elipsoidal longitudinalmente, escurecido em relação
ao saccus, com marca monolete reta e bem definida, alcançando 2/3 do
comprimento do corpo central. Sacos semicirculares, grandes, ligeiramente maiores
que o corpo central, unidos a este por duas pregas retas e espessas.
Dimensões (5 espécimes): eixo longitudinal do grão = 100-110 µm, eixo
transversal do grão = 42-45 µm; eixo maior do corpo central = 61-67 µm, eixo menor
do corpo central = 42-45 µm; comprimento do saccus = 43 µm, largura dos sacos =
50-53 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215 m.
SP-58-PR: 228,4m.
Infraturma Striatiti Pant, 1954
Gênero PROTOHAPLOXYPINUS (Samoilovich) Hart, 1964
Espécie-tipo: Protohaploxypinus latissimus (Luber & Valts) Samoilovich, 1953
in Hart, 1964.
Afinidade botânica: Gymnosperma-Glossopteridales (Azcuy, 1978);
Ginkgoopsida (Glossopteridales/Peltaspermales) (Balme, 1995).
Protohaploxypinus spp.
Estampa 3, Figura 6
Descrição: grão de pólen bissacado, haploxilonóide, elipsoidal no sentido
longitudinal. Corpo central circular a subcircular. Face proximal do corpo central
apresentando 5 tênias longitudinais. Saccus semicirculares, de largura igual ou
ligeiramente menor que o corpo central, unidos a este por pregas côncavas.
Dimensões (4 espécimes): eixo longitudinal do grão = 70-78 µm, eixo
transversal do grão = 40-51 µm; eixo maior do corpo central = 40-48 µm, eixo menor
63
do corpo central = 32-40 µm; comprimento dos sacos = 13-18 µm, largura dos sacos
= 40-48 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m, 102m.
Gênero STRIATOPODOCARPITES (Sedova) Hart, 1964
Espécie-tipo: Striatopodocarpites tojmensis (Sedova) Hart, 1964.
Afinidade botânica: Ginkgoopsida (?Glossopteridales) (Balme, 1995)
Striatopodocarpites fusus (Balme & Hennelly) Potonié, 1958
Estampa 3, Figura 7
Descrição: grão de pólen bissacado, diploxilonóide, alongado
longitudinalmente. Corpo central circular. Face proximal apresentando sete tênias
longitudinais levemente sinuosas. Saccus semicirculares, pouco maiores que o
corpo central, cobrindo-o por 2/3 do seu diâmetro.
Dimensões (1 espécime): eixo longitudinal do grão = 73 µm, eixo transversal
do grão = 50 µm; eixo do corpo central = 40 µm; comprimento dos sacos = 32 µm,
largura dos sacos = 50 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 102 m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Daemon & Quadros (1970): como a
forma p. 306, encontrada no Grupo Guatá (formações Rio Bonito e Palermo) e
Grupo Passa Dois (formações Irati, Serra Alta e Teresina); Marques-Toigo (1988):
Grupo Guatá (Formação Palermo) e Grupo Passa Dois (Formação Irati); Quadros et
al., 1995; Souza & Marques-Toigo (2001): Grupo Guatá (Formação Palermo) e
Grupo Passa Dois (Formação Irati); Lages (2004): Grupo Passa Dois (Formação
Irati); Souza & Marques-Toigo (2005): Grupo Guatá (formações Rio Bonito e
Palermo) e Grupo Passa Dois (formações Serra Alta e Teresina); Premaor et al.
(2006): Grupo Passa Dois (Formação Irati).
64
Gênero LUECKISPORITES (Potonié & Klaus) Jansonius, 1962
Espécie-tipo: Lueckisporites virkkiae Potonié & Klaus, 1954
Afinidade botânica: Gymnosperma-Coniferales (Azcuy, 1978); Coniferopsida
(Balme, 1995).
Lueckisporites virkkiae Potonié & Klaus, 1954
Estampa 3, Figura 8
Descrição: grão de pólen bissacado, diploxilonóide, elipsoidal
longitudinalmente. Corpo central circular. Face proximal dividida ao meio por duas
tênias circulares, com uma pequena área livre entre si. Sacos semicirculares,
maiores que o corpo central e unidos a este por pregas retas.
Dimensões (9 espécimes): eixo longitudinal do grão = 85 µm, eixo transversal
do grão = 57 µm; diâmetro do corpo central = 42 µm; comprimento dos sacos = 35
µm, largura dos sacos = 57 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 130m.
SP-58-PR: 349m, 282,5m, 257m, 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Daemon & Quadros (1970): como a
forma p. 325, encontrada no Grupo Guatá (formações Rio Bonito e Palermo) e
Grupo Passa Dois (formações Irati, Serra Alta e Teresina); Marques-Toigo (1988):
Grupo Guatá (Formação Palermo) e Grupo Passa Dois (Formação Irati); Quadros et
al. (1995); Souza & Marques-Toigo (2001): Grupo Guatá (Formação Palermo) e
Grupo Passa Dois (Formação Irati); Lages (2004): Grupo Passa Dois (Formação
Irati); Souza & Marques-Toigo (2005): Grupo Guatá (Formação Palermo) e Grupo
Passa Dois (formações Serra Alta e Teresina); Premaor et al. (2006): Grupo Passa
Dois (Formação Irati).
Lueckisporites stenotaeniatus Menéndez, 1976
Estampa 4, Figura 1
Descrição: grão de pólen bissacado, diploxilonóide, alongado
longitudinalmente. Corpo central elipsoidal longitudinalmente. Face proximal
apresentando duas tênias longitudinais retas, com comprimento igual ao eixo maior
do corpo central e largura de aproximadamente ¼ do eixo menor e com área central
65
livre. Sacos semicirculares, maiores que o corpo central, unidos a este por pregas
retas.
Dimensões (3 espécimes): eixo longitudinal do grão = 65 µm, eixo transversal
do grão = 43 µm; eixo maior do corpo central = 49 µm, eixo menor do corpo central =
34 µm; comprimento dos sacos = 24 µm, largura dos sacos = 43 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo Guatá
(Formação Palermo) e Grupo Passa Dois (Formação Irati); Souza & Marques-Toigo
(2001): Grupo Guatá (Formação Palermo) e Grupo Passa Dois (Formação Irati);
Souza & Marques-Toigo (2005): Grupo Guatá (Formação Palermo) e Grupo Passa
Dois (formações Serra Alta e Teresina); Premaor et al. (2006): Grupo Passa Dois
(Formação Irati).
Lueckisporites nyakapendensis Hart, 1960
Estampa 4, Figura 2
Descrição: grão de pólen bissacado, haploxilonóide a levemente
diploxilonóide, elipsoidal longitudinalmente. Corpo central elipsoidal
longitudinalmente. Face proximal dividida por duas tênias reniformes, com largura de
1/3 do eixo menor e comprimento igual ao do eixo maior do corpo central, e área
livre entre si com largura de aproximadamente 1/3 da largura do eixo menor do
corpo central. Sacos semicirculares, um pouco maiores que a largura do eixo menor
do corpo central e unidos a este por pregas retas.
Dimensões (1 espécime): eixo longitudinal do grão = 90 µm, eixo transversal
do grão = 50 µm; eixo maior do corpo central = 55 µm, eixo menor do corpo central =
40 µm; comprimento dos sacos = 35 µm, largura dos sacos = 50 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Premaor et al. (2006): Grupo Passa
Dois (Formação Irati).
Gênero STAUROSACCITES Dolby, 1976
Espécie-tipo: Staurosaccites quadrifidus Dolby, 1976.
Afinidade botânica: sem referência.
66
Staurosaccites quadrifidus Dolby, 1976
Estampa 4, Figura 3
Descrição: grão de pólen bissacado de contorno equatorial circular. Corpo
central circular dividido ao meio por uma estreita estria longitudinal que alcança a
margem. Sacos semicirculares, muito pouco inflados, de inserção distal, separados
por estreita estria transversal, de modo que o grão apresenta aspecto característico
de um círculo cortado por duas retas perpendiculares entre si.
Dimensões (11 espécimes): eixo longitudinal do grão = 48-55 µm, eixo
transversal do grão = 43-45 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 257m, 127,5m, 102m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Daemon & Quadros (1970): como a
forma p. 537, encontrada no Grupo Guatá (Formação Palermo) e no Grupo Passa
Dois (Formação Teresina); Premaor et al. (2006): Grupo Passa Dois (Formação
Irati).
Staurosaccites cordubensis Archangelsky & Gamerro, 1979
Estampa 4, Figura 4
Descrição: grão de pólen bissacado de contorno equatorial levemente
subcircular. Corpo central circular dividido ao meio por uma estreita estria
longitudinal que alcança a margem. Sacos semicirculares, pouco inflados, de
inserção distal e separados por significativa estria transversal proximal, formando
leptoma de aproximadamente 1/4 do diâmetro do corpo central.
Dimensões (4 espécimes): eixo longitudinal do grão = 65-61 µm, eixo
transversal do grão = 57-60 µm.
Observações: Staurosaccites cordubensis se diferencia de Staurosaccites
quadrifidus por apresentar leptoma significativamente maior.
Distribuição: SP-58-PR: 257m, 127,5m, 102m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo Guatá
(formações Rio Bonito e Palermo) e Grupo Passa Dois (Formação Irati); Quadros et
al., (1995); Souza & Marques-Toigo (2005): Grupo Guatá (formações Rio Bonito e
Palermo) e Grupo Passa Dois (formações Serra Alta e Teresina); Premaor et al.
(2006): Grupo Passa Dois (Formação Irati).
67
Turma PLICATES (Naumova) Potonié, 1960
Subturma COSTATES Potonié, 1970
Infraturma COSTATI Jansonius, 1962
Gênero VITATTINA (Samoilovich) Jansonius, 1962
Espécie-tipo: Vittatina subsaccata Samoilovich, 1953 in Jansonius, 1962
Afinidade botânica: Gymnosperma-Gnetales (Azcuy, 1978); Ginkgoopsida
(Balme, 1995).
Vittatina vittifera (Luber & Valts) Samoilovich, 1953 in Jansonius, 1962
Estampa 4, Figura 5
Descrição: grão de pólen com simetria bilateral, poliplicado, contorno
equatorial subcircular. Face proximal apresentando 12-14 tênias.
Dimensões (2 espécimes): eixo longitudinal = 40-52 µm, eixo transversal =
33-41 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo Guatá
(formações Rio Bonito e Palermo); Quadros et al. (1995); Souza (2000): Grupo
Itararé e Grupo Guatá (Formação Rio Bonito); Souza & Marques-Toigo (2001):
Grupo Itararé, Grupo Guatá (formações Rio Bonito e Palermo) e Grupo Passa Dois
(Formação Irati); Souza & Marques-Toigo (2005): Grupo Itararé, Grupo Guatá
(formações Rio Bonito e Palermo) e Grupo Passa Dois (formações Serra Alta e
Teresina).
Vittatina spp.
Estampa 4, Figura 6
Descrição: grão de pólen poliplicado, contorno equatorial subcircular. Face
proximal apresentando tênias mal preservadas.
Dimensões (2 espécimes): eixo longitudinal = 60-65 µm, eixo transversal =
42-47 µm.
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m, 23m.
68
Gênero WEYLANDITES Bhardwaj & Srivastava, 1969
Espécie-tipo: Weylandites indicus Bhardwaj & Srivastava, 1969.
Afinidade botânica: ?Ginkgoopsida (? Glossopteridales) (Balme, 1995).
Weylandites lucifer (Bhardwaj & Salujha) Foster, 1975
Estampa 4, Figura 7
Descrição: grão de pólen poliplicado, de simetria bilateral, contorno equatorial
subcircular. Face proximal apresenta tênias no sentido longitudinal e face distal
tênias no sentido transversal.
Dimensões (5 espécimes): eixo longitudinal = 43-50 µm, eixo transversal =
39-47 µm.
Distribuição: SP-23-PR: 215m, 176,5m.
SP-58-PR: 228,4m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Quadros et al. (1995); Souza &
Marques-Toigo (2005): Grupo Guatá (Formação Palermo) e Grupo Passa Dois
(formações Serra Alta e Teresina); Premaor et al. (2006): Grupo Passa Dois
(Formação Irati).
Subturma MONOCOLPATES (Wodehouse) Iversen & Troels-Smith, 1950
Infraturma INTORTI (Naumova) Potonié, 1958
Gênero CYCADOPITES (Wodehouse) Wilson & Webster, 1946
Espécie-tipo: Cycadopites follicularis Wilson & Webster, 1946.
Afinidade botânica: Cycadopsida/Ginkgoopsida (Balme, 1995).
Cycadopites glaber (Luber & Valts) Hart, 1965
Estampa 4, Figura 8
Descrição: grão de pólen monocolpado, com contorno elipsoidal. Colpo
atingindo toda a extensão do eixo longitudinal, aberto nas extremidades e mais
fechado no centro. Exina fina (1 µm) e levigada.
Dimensões (2 espécimes): eixo longitudinal = 51-55 µm, eixo transversal =
48-50 µm.
69
Distribuição: SP-58-PR: 228,4m, 102 m.
Ocorrência prévia na Bacia do Paraná: Marques-Toigo (1988): Grupo
Itararé e Grupo Guatá (Formação Rio Bonito); Quadros et al. (1995).
70
CAPÍTULO 5. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
5.1. Alterações das amplitudes estratigráficas de algumas espécies
A Figura 6 apresenta as amplitudes estratigráficas das espécies de
palinomorfos identificadas nos dois furos de sondagem estudados. Comparando as
espécies encontradas neste estudo com as registradas por Daemon & Quadros
(1970), algumas tiveram sua amplitude vertical ampliada, principalmente em relação
aos níveis superiores da Formação Teresina e à parte inferior da Formação Rio do
Rasto. Tais alterações nas amplitudes podem ter importantes implicações nos
zoneamentos palinoestratigráficos propostos anteriormente.
O número relativamente grande de alterações deve-se ao fato deste estudo
ser o primeiro levantamento palinológico mais detalhado para a parte superior do
Grupo Passa Dois. Abaixo são listadas as espécies cujas amplitudes foram
modificadas:
- Laevigatosporites ovalis, formas p. 289 e 294 de Daemon & Quadros (1970),
sinonimizada como Laevigatosporites vulgaris, encontrada na Formação Rio Bonito
e na Formação Teresina. Estende-se até o nível 192 m do furo SP-23-PR, base da
Formação Rio do Rasto;
- Protohaploxypinus sp., forma p. 306 de Daemon & Quadros (1970), que
corresponde à espécie Striatopodocarpites fusus, encontrada nas formações Rio
Bonito, Palermo, Irati, Serra Alta e Teresina. Estende-se até o nível 102 m do furo
SP-58-PR, correspondendo ao terço superior da Formação Teresina;
71
- Lueckisporites virkkiae forma p. 325 de Daemon & Quadros (1970),
encontrada nas formações Rio Bonito, Palermo, Irati, Serra Alta e Teresina, estende-
se até a o nível 228,4 m do furo SP-58-PR, correspondendo à parte média da
Formação Teresina. Corisaccites alutas, forma p. 310, também corresponde à
espécie Lueckisporites virkkiae;
- Alisporites nuthalensis, forma p. 331 de Daemon & Quadros (1970),
encontrada no Subgrupo Itararé e na Formação Teresina, estende-se até o nível 121
m do furo SP-23-PR, correspondendo à parte inferior do Membro Serrinha;
- Rimaesporites sp, forma p. 537 de Daemon & Quadros (1970), que
corresponde à espécie Staurosaccites quadrifidus, encontrada no topo da formação
Palermo e na Formação Teresina, estende–se até o nível 102 m do furo SP-58-PR,
correspondendo à parte superior da Formação Teresina.
Algumas espécies encontradas neste trabalho ocorrem em apenas um nível:
Spelaeotriletes sp. 1, Leschikisporis chacoparanaense, Thymospora sp. nov. 1,
Striatosporites sp. 1, Vesicaspora wilsonni, Striatopodocarpites fusus, Lueckisporites
stenotaeniatus, Lueckisporites nyakapendensis e Vittatina vittifera. Estudos
palinológicos futuros em outras áreas das formações Serra Alta, Teresina e Rio do
Rasto, devem elucidar a razão da baixa representatividade vertical das espécies.
72
SP-58-PR
SP-23-PR
100m
Fm Rio do Rasto (Membro Serrinha)
Fm TeresinaFm S.Alta
v
Fm Irati
114,5 m
121,5 m
130,5 m
156,5 m
161,0 m
179,0 m
189,0 m
192,0 m
201,5 m
203,0 m
215,0 m
546,0 m
558,0 m
577,0 m
611,0 m
619,0 m
19,5 m
23,0 m
45,5 m
56,0 m
91 m
127,5 m
176,5 m
228,4 m
257,0 m
265,5 m
282,5 m
349,0 m
356,0 m
387,5 m
476,5 m
102,0 m
Figura 6: quadro com as amplitudes das espécies encontradas e linhas tracejadas indicando as espécies previamente conhecidas na Bacia do Paraná, porém em níveis estratigráficos mais baixos.
Leiotriletes virkkii
Lophotriletes
sp. 1
Spelaeotriletes
sp. 1
Laevigatosporites vulgaris
Punctatosporites granifer
Leschikisporis chacoparanaense
Thymospora thiessenii
Thymospora obscura
Thymospora
sp. nov. 1
Thymospora pseudothiessenii
Thymospora rugulosa
Thymospora criciumensis
Thymospora
sp. nov. 2
Thymospora
sp. nov. 3
Striatosporites
sp.1
Alisporites nuthalensis
Alisporites grandis
Protohaploxypinus
spp.
Cycadopites glaber
Lueckisporites virkkiae
Lueckisporites stenotaeniatus
Lueckisporites nyakapendensis
Staurosaccites quadrifidus
Staurosaccites cordubensis
Vittatina vittifera
Vittatina
spp.
Weylandites lucifer
87,5 m
45,5 m
61,5 m
36 m
21 m
Alisporites
sp. 1
Vesicaspora wilsonni
Vesicaspora
sp. 1
Striatoabietites
sp. 1
Striatopodocarpites fusus
73
5.2. Implicações bioestratigráficas
Segundo Petri et al. (1986), biozonas podem ser definidas de diversos modos,
principalmente pela amplitude, associação, abundância ou pelo aparecimento-
desaparecimento de táxons importantes. As biozonas são tridimensionais, pois
devem abranger um intervalo estratigráfico numa determinada área conforme seu
conteúdo paleontológico. A determinação da extensão espacial das biozonas
depende de correlações estratigráficas, que são realizadas com o auxílio de fósseis-
guias. Porém, na prática, levam em consideração também as litofácies, parâmetros
geoquímicos, etc. Os limites entre biozonas são bio-horizontes que geralmente
correspondem ao aparecimento ou desaparecimento de táxons.
A primeira ocorrência palinológica deste estudo se dá no nível 349 m do furo
SP-58-PR, na parte inferior da Formação Teresina, e se trata da espécie
Lueckisporites virkkiae. Logo acima, no nível 282,5 m do mesmo furo, porção média
da Formação Teresina, começa o domínio dos esporos monoletes. A última
ocorrência de Lueckisporites virkkiae, embora representada por um grão de pólen
muito mal preservado, situa-se no nível 130,5 m do furo SP-23-PR, correspondendo
quase ao topo do intervalo fértil estudado e praticamente à porção média do Membro
Serrinha. Sendo Lueckisporites virkkiae a espécie que define a zona de mesmo
nome de Marques-Toigo (1988, 1991), pode-se considerar que todo o intervalo
estudado está contido nesta palinozona.
Nos furos estudados também foram reconhecidas as seguintes espécies
diagnósticas da Zona Lueckisporites virkkiae: Weylandites lucifer, cuja amplitude se
estende do nível 228,4 m até o nível 23 m do furo SP-58-PR, na Formação Teresina,
e Striatopodocarpites fusus, que ocorre apenas no nível 102 m do furo SP-58-PR, na
Formação Teresina.
Algumas espécies encontradas neste estudo ainda não haviam sido
registradas para a Bacia do Paraná: Punctatosporites granifer (Carbonífero Superior
a Permianio Superior da Europa, América do Norte, Rússia, Turquia, China e
Iraque), Leschikisporis chacoparanaense (Permiano da Bacia Chacoparanaense da
Argentina), Thymospora obscura (Carbonífero dos EUA), Thymospora thiessenni
(Carbonífero dos EUA), Thymospora pseudothiessenii (Carbonífero dos EUA),
Thymospora rugulosa (Formação Melo do Uruguai, correlacionável ao Grupo Passa
74
Dois) e Alisporites grandis (Permiano da Austrália). Adicionalmente, verifica-se a
ocorrência de três espécies novas do gênero Thymospora.
Os novos táxons registrados são importantes porque provavelmente poderão
substanciar uma subdivisão da Zona Lueckisporites virkkiae em duas partes: uma
inferior, abrangendo parte da Formação Rio Bonito e a Formação Irati e outra
superior, correspondendo ao intervalo aqui estudado das formações Teresina e Rio
do Rasto (Membro Serrinha). No momento, nada pode ser previsto para a Formação
Serra Alta.
Neste estudo, em virtude da análise palinológica ter sido realizada em apenas
dois furos de sondagem e localizados próximos um do outro (2,5 Km), não é possível
propor refinamento bioestratigráfico no âmbito da Zona Lueckisporites virkkiae de
Marques-Toigo (1988). O número de dados novos ainda é insuficiente para tal
finalidade.
5.3. Reconhecimento de dois intervalos informais nos furos estudados
Em caráter preliminar, de acordo com a abundância dos esporos monoletes,
principalmente das espécies Laevigatosporites vulgaris, Thymospora obscura,
Thymospora thiesseni e Thymospora pseudothiessenii, foram reconhecidos dois
intervalos informais nos furos de sondagem estudados (Figura 7):
- Intervalo 1: caracteriza-se pela grande abundância de Laevigatosporites
vulgaris. A espécie tem seu primeiro registro no nível 282,5 m do furo SP-58 PR, que
corresponde aproximadamente ao topo do primeiro terço da Formação Teresina.
Seu último registro se dá no nível 192 m do furo SP-23-PR, base do Membro
Serrinha da Formação Rio do Rasto. Neste intervalo, nenhum outro palinomorfo é
tão abundante quanto esta espécie. Assim, o intervalo Laevigatosporites vulgaris
ficaria delimitado por estes dois níveis. Contudo, abaixo do nível 282,5 m do furo SP-
58-PR, existe apenas um nível amostrado - profundidade 349 m -, havendo um
intervalo relativamente espesso sem registro. Por isso, e sabendo que a espécie
existe em níveis estratigráficos mais inferiores, considerou-se que a base do
intervalo corresponde ao primeiro nível fértil do furo do SP-58-PR;
75
- Intervalo 2: caracteriza-se pela grande abundância de espécies do gênero
Thymospora. As espécies ocorrem desde o nível 282,5 m do furo SP-58-PR até a
penúltima amostra fértil estudada do furo SP-23-PR, no nível 130,5 m. No entanto, é
a partir do nível 192 m do furo SP-23-PR, base do Membro Serrinha, que se inicia
sua maior abundância. Assim, a amplitude do intervalo estende-se do nível 192 m
até o topo da porção fértil, ou seja, até a porção média do membro.
Estudos em outras áreas serão necessários para confirmar a consistência dos
dois intervalos. Se forem obtidos resultados palinológicos similares, os dois
intervalos poderão ter importância bioestratigráfica.
76
Grupo Itararé
Formação Rio Bonito
Formação Serra Alta
Formação Irati
Formação Palermo
Formação Teresina
Formação
Rio do Rasto
(Membro Serrinha)
G
r
u
p
o
G
u
a
t
á
G
r
u
p
o
P
a
s
s
a
D
o
i
s
253.0.8 ± 7
20.60.4 ± 7
265.8 ± 70.
268.0 ± 70.
270.6 ± 70.
275.6 ± 70.
284.4 ± 70.
294.6 ± 80.
299.0 ± 80.
303.9 ± 90.
306.5 ± 1.0
311.7 ± 1.1
318.1 ± 1.3
Litoestratigrafia
Idade absoluta
(Ma)
Daemon & Quadros
(1970)
Este trabalho
2
278.4
± 2.2 Ma
Zona
Vittatina costabilis
Subzona
Protohaploxypinus
goraiensis
Subzona
Hamiapollenites
karrooensis
Zona
Lueckisporites virkkiae
Intervalo 1
Intervalo 2
Zona
Crucisaccites
monoletus
Zona
Ahrensisporites
cristatus
1
Figura 7: quadro com a proposição de dois intervalos informais de acordo com os dados obtidos neste
estudo: Intervalo 1 (basal), caracterizado pela abundância de e Intervalo 2
(superior), caracterizado pela abundância das espécies do Gênero 1 - Geocronologia
segundo Gradstein et al. (2004). 2 - Datação absoluta da Formação Irati segundo Santos et al. (2006 ).
Laevigatosporites vulgaris
Thymospora.
77
5.4. Comparações entre os registros micro- e macroflorísticos
A Tabela 2 resume as afinidades botânicas dos gêneros dos esporos e grãos
de pólen identificados de acordo com os trabalhos de Azcuy (1978) e Balme (1995).
Faltam informações na literatura sobre as afinidades botânicas de alguns gêneros.
Tabela 4
Afinidades botânicas dos gêneros encontrados no presente estudo.
Gêneros
Identificados
Azcuy (1978) Balme (1995)
Leiotrileles
Filicopsida Filicopsida
(Botryopteridales,
Zygopteridales)
Lophotriletes
Filicopsida Filicopsida
(Botryopteridales)
Esporos triletes
Spelaeotriletes
Laevigatosporites
Sphenopsida/
Filicopsida
Equisetopsida/
Filicopsida (Marattiales,
Polypodiaceae)
Punctatosporites
Filicopsida
(Marattiales)
Leschikisporis
Filicopsida
(Marattiales)
Thymospora
Filicopsida Filicopsida
(Marattiales)
Esporos
monoletes
Striatosporites
1
Alisporites
Ginkgoopsida/
Coniferopsida
Vesicaspora Ginkgoopsida
Grãos de pólen
bissacados lisos
Striatoabietites
Gymnospermae-
Coniferales
Protohaploxypinus .
Gymnospermae-
Glossopteridales
Ginkgoopsida
(Glossopteridales/
Peltaspermales).
Striatopodacarpites
Ginkgoopsida
(?Glossopteridales)
Lueckisporites
Gymnospermae-
Coniferales
Coniferopsida
Grãos de pólen
bissacados
estriados
Staurosaccites
Vittatina
Gymnospermae-
Gnetales
Ginkgoopsida
Grãos de pólen
plicados
Weylandites
?Ginkgoopsida
(?Glossopteridales)
Grão de pólen
monocolpado
Cycadopites
Cycadopsida/
Ginkgoopsida
1 - afinidade a Schizeaceae (Filicopsida) segundo Alpern & Doubinger (1973)
78
Em termos de macrofitofósseis, os representantes mais comuns das
formações Teresina e Corumbataí são caules de licófitas. Causa certa estranheza a
total ausência de esporos que possam ser referidos as licófitas.
Macrofósseis de esfenófitas ocorrem raramente nas formações Teresina e
Corumbataí e são freqüentes no Membro Serrinha. Laevigatosporites, que seria o
único possível gênero referível a esfenófitas (mas também a filicíneas), é abundante
na Formação Teresina e, ao contrário, está praticamente ausente no Membro
Serrinha.
Macrofósseis de filicíneas ocorrem nas formações Teresina e Corumbataí,
mas não são muito comuns. Há pelo menos dois gêneros de caules (Tietea e
Psaronius) e quatro morfotipos de folhas estéreis provavelmente atribuíveis a
filicíneas (TAVARES, 2007). No Membro Serrinha não foram encontrados caules,
mas as folhas parecem ser mais diversificadas e abundantes (ROHN & RÖSLER,
1986c). É necessária certa cautela para estimar o número de espécies naturais,
especialmente no caso de folhas estéreis, pois determinados morfotipos podem ter
correspondido a distintas partes de um único tipo de fronde. De qualquer maneira, o
gênero Thymospora, referido a Marattiales (ou seja, Psaroniales), parece apresentar
oito espécies. Pelo menos mais outros dois gêneros de esporos podem ser
atribuídos a esta ordem, havendo ainda representantes de filicíneas de outras
ordens. Portanto, as assembléias palinológicas sugerem que a flora apresentava
proporções significativas de filicíneas.
A melhor representatividade dos caules de licófitas do que as folhas ou caules
de filicíneas na Formação Teresina poderia ter causas tafonômicas: os caules de
licófitas provavelmente flutuavam, podendo ser transportados por longas distâncias,
sem muitos danos; os caules de filicíneas, por outro lado, necessitavam de
condições especiais de fossilização (permineralização por sílica) para a preservação;
as frondes, para serem preservadas, provavelmente não podiam experimentar longo
transporte. Estes fatores poderiam explicar, em parte, a maior abundância de
macrofósseis de licófitas do que de filicíneas. No caso do Membro Serrinha, a
abundância de frondes fósseis é bem maior, provavelmente porque a deposição
ocorreu em ambientes continentais (principalmente lacustres) e mais próximos,
portanto, dos ambientes de vida dos vegetais.
Quanto às gimnospermas, alguns grãos de pólen teriam afinidade a coníferas.
Numa única localidade da Formação Teresina há macrofósseis de coníferas
79
(Krauselcladus). A raridade destes fósseis foi atribuída ao seu caráter xeromórfico e
ocupação de áreas distantes do ambiente deposicional (FANTON et al., 2006).
Alguns grãos de pólen teriam afinidade a glossopterídeas. Balme (1995)
considerou as glossopterídeas como pertencentes à Ginkgoopsida. Algumas
pteridospermas como Peltaspermales também estariam subordinadas a esta classe.
Na maioria dos casos, Balme (1995) não detalhou a que ordem de Ginkgoopsida os
grãos de pólen poderiam pertencer e suas considerações botânicas referem-se
principalmente aos registros do Hemisfério Norte. É provável que um número bem
maior de gêneros de grãos de pólen tenha afinidade às glossopterídeas.
Folhas glossopterídeas ocorrem de modo escasso nas formações Teresina e
Corumbataí, mas são bastante significativas no Membro Serrinha. De modo similar
ao que deve ter sucedido com as frondes de filicíneas, a instalação de ambientes de
sedimentação continentais provavelmente favoreceu um aumento na
representatividade das glossopterídeas. Até o momento, o número de espécies de
folhas de glossopterídeas do Membro Serrinha (cerca de 21) é bem superior ao de
espécies de grãos de pólen com afinidades a este grupo.
O gênero Cycadopites poderia ter afinidade a Cycadopsida ou Ginkgoopsida
(BALME, 1995) e o gênero Vittatina seria um representante de Gnetales (AZCUY,
1978). Até o momento, não foram encontrados macrofitofósseis atribuíveis a estes
grupos nas unidades estudadas.
5.5. Considerações ambientais
Nas lâminas palinológicas analisadas não foram encontrados acritarcos ou
quaisquer outros elementos que possam ser atribuídos a ambientes marinhos. Os
últimos acritarcos permianos registrados na Bacia do Paraná ocorrem na Formação
Irati (ARAÚJO, 2001; LAGES, 2004).
Nos dois furos de sondagem analisados, as lâminas palinológicas das
amostras da Formação Serra Alta resultaram estéreis. Não se deve usar a ausência
de dados para realizar interpretações, porém cabe ser ressaltado que a formação é
constituída quase inteiramente por folhelhos escuros, que sugerem ambientes de
sedimentação muito distantes da costa. Conforme esta interpretação, os esporos
talvez não tenham sido transportados da paleocosta aos sítios deposicionais.
80
Contudo, ao menos grãos de pólen trazidos pelo vento deveriam ter sido
encontrados. Talvez tenham ocorrido problemas na fossilização, mas descarta-se
uma possível oxidação, pois as lâminas palinológicas apresentam grande
abundância de matéria orgânica amorfa.
Visando estudar amostras com o máximo conteúdo orgânico possível e com
maior potencial de preservação de palinomorfos, todas as amostras coletadas nas
formações Teresina e Rio do Rasto correspondem a folhelhos ou, no máximo, a
siltitos escuros. Às vezes, os folhelhos constituem corpos espessos nas formações
Teresina e Rio do Rasto, mas geralmente são camadas delgadas na base de
sucessões cíclicas granocrescentes ascendentes. Tais sucessões são interpretadas
como ciclos de “raseamento”, ou seja, depositadas em condições de águas que
passaram de relativamente profundas para rasas (ROHN, 2001; LOURENÇO, 2003;
MEGLHIORATTI, 2005, 2006). Desta forma, todas as amostras palinológicas
estudadas deveriam representar condições deposicionais relativamente profundas
ou distais talvez por causa dos esporos se dispersarem pelo vento.
É importante salientar que as águas nunca chegaram a ser profundas e que
as oscilações do nível d’água possivelmente eram de poucos metros durante a
deposição da Formação Teresina (ROHN, 2001). Considerando-se que as amostras
representam condições distantes da costa, a grande abundância de esporos com
afinidade botânica a filicíneas é intrigante. Os esporos são dispersos pela água (não
pelo vento) e deveriam indicar, pela sua abundância, condições proximais. Por outro
lado, grãos de pólen bissacados, dispersos pelo vento, são escassos nas lâminas
estudadas. Em condições distais, grãos de pólen bissacados deveriam ser muito
mais abundantes que os esporos.
A abundância de esporos adiciona-se a uma outra interessante questão:
gretas de contração da Formação Teresina são encontradas em grandes áreas da
bacia, em diversos níveis, conforme testemunhos de vários furos de sondagem
(ROHN, 2001). Portanto, vastas áreas eram freqüentemente expostas. Os furos de
sondagem aqui estudados também apresentam gretas de contração em diversos
níveis e sua posição geográfica aparentemente é relativamente distante da borda
original da bacia (LOURENÇO, 2003; MEGLHIORATTI, 2005, 2006).
De acordo com modelos de plataformas epêiricas (= plataformas muito rasas
e quase planas por enormes extensões), Rohn (2001), Lourenço (2003) e
Meglhioratti (2005, 2006) apresentaram a hipótese de que o substrato do corpo
81
d’água era influenciado por ondas de tempestades, gerando suaves ondulações com
até alguns metros de desnível. Desta forma, em diversos locais da bacia podem ter
sido gerados bancos arenosos que posteriormente eram retrabalhados por novas
ondas de tempestade. Os bancos podem ter originado pequenas ilhas devido as
exposições subaéreas nas fases menos chuvosas, talvez ao longo de vários anos
(ROHN, 2001; LOURENÇO, 2003; MEGLHIORATTI, 2005, 2006).
Considerando modelo ambiental apresentado, emerge uma importante
questão: as filicíneas e outros vegetais conseguiam colonizar os pequenos bancos
de areia? Se a resposta for afirmativa, seria mais fácil explicar a grande abundância
de esporos de filicíneas em depósitos distais. Os bancos de areia, devido ao seu
caráter efêmero e possíves condições de solo inadequadas, provavelmente não
permitiam sua colonização por gimnospermas.
Outra possibilidade para explicar a grande abundância de esporos e não de
grãos de pólen é considerar um longo retrabalhamento dos palinomorfos junto com
sedimentos finos ainda não consolidados por ação de fluxos de tempestade. Os
sedimentos provavelmente alcançavam as porções mais centrais da bacia por
transporte durante repetidas tempestades. A dominância de rochas heterolíticas com
ondulações em diversas localidades da bacia indica a importante influência de ondas
de tempestade durante quase toda a deposição da Formação Teresina (ROHN,
2001; LOURENÇO, 2003; MEGLHIORATTI, 2005, 2006). Nos sucessivos
retrabalhamentos dos sedimentos os grãos de pólen podem ter sofrido maior
destruição que os esporos, por serem maiores e mais frágeis. Assim, a possibilidade
de transporte gradual dos esporos por ação de sucessivas tempestades não deve
ser desprezada.
Fresia Ricardi-Branco (informação verbal) sugeriu que a baixa proporção de
grãos de pólen poderia estar relacionada a direções de vento pouco favoráveis - os
ventos talvez não tenham passado por vegetação com gimnospermas antes de
chegarem à região de Congonhinhas.
Na Formação Teresina dados geoquímicos de rochas carbonáticas indicam
que as águas dos ambientes deposicionais chegavam a se tornar hipersalinas e que
ocorriam, portanto, fases com maior evaporação do que precipitação pluviométrica.
Algumas características de pecopterídeas e coníferas sugerem adaptações
xeromórficas por déficit hídrico ou por falta de áreas sombreadas. Ainda assim, a
grande proporção de esporos de pteridófitas não é condizente com paleoclimas
82
secos. Ao menos localmente, onde elas eram mais abundantes, o clima deve ter
sido relativamente úmido. As glossopterídeas e as coníferas provavelmente eram
mais xeromórficas do que as pteridófitas e podiam viver mais longe dos meios
aquáticos.
Considerando-se que a maioria das amostras analisadas correspondia a
folhelhos escuros, estas litologias poderiam representar os intervalos de tempo em
que o clima era mais úmido. São necessários estudos detalhados em sucessões
granocrescentes cíclicas para verificar se a proporção entre esporos e grãos de
pólen varia da base ao topo de cada sucessão.
As condições de sedimentação mais proximais do Membro Serrinha deveriam
ter resultado em lâminas palinológicas mais ricas, porém apenas os macrofitofósseis
se tornam mais abundantes. Todos os macrofitofósseis estão preservados como
impressões ou moldes, sem películas carbonificadas. Provavelmente ocorreu
oxidação dos depósitos sedimentares, tendo destruído a matéria orgânica. Desta
maneira, o registro palinológico mais pobre do Membro Serrinha também pode estar
relacionado à oxidação.
5.6. Considerações sobre as idades
A Tabela 3 sintetiza as amplitudes cronoestratigráficas das espécies
previamente conhecidas de acordo com a literatura (ALPERN & DOUBINGER, 1973;
FOSTER, 1979; MARQUES-TOIGO, 1988; MAUTINO et al., 1998; SOUZA, 2000).
Cabe observar que muitas citações do Permiano Superior talvez correspondam ao
Permiano Médio, pois apenas recentemente, com a nova escala de tempo geológico
(GRADSTEIN et al., 2004), o Permiano “Superior” foi desmembrado em “Médio” e
“Superior” (respectivamente, Guadalupiano e Lopingiano).
83
Tabela 5
Amplitudes cronoestratigráficas das espécies conhecidas encontradas neste estudo.
Espécies Amplitudes cronoestratigráficas
Leiotrileles virkkii
Permiano (Asseliano ao Kazaniano)
Laevigatosporites vulgaris
Carbonífero Superior ao Permiano Superior
Punctatosporites granifer
Carbonífero Superior ao Permiano Superior
Leschikisporis chacoparanaense
Permiano Inferior
Thymospora obscura
Carbonífero Superior
Thymospora thiessenii
Carbonífero Superior
Thymospora pseudothiessenii
Carbonífero Superior
Thymospora rugulosa
Permiano Inferior/Médio
Thymospora criciumensis
Permiano (Kunguriano ao Tatariano)
Alisporites nuthalensis
Permiano Médior
Alisporites grandis
Permiano Médio
Vesicaspora wilsonni
Permiano (Sakmariano ao Wordiano médio)
Lueckisporites virkkiae
Permiano Superior (Kazaniano ao Tatariano)
Lueckisporites nyakapendensis
Permiano Superior
Lueckisporites stenotaeniatus
Permiano Superior (Kazaniano ao Tatariano)
Staurosaccites quadrifidus
Permiano Inferior
Staurosaccites cordubensis
Permiano (Kunguriano ao Tatariano)
Striatopodacarpites fusus
Permiano (Asseliano ao Kazaniano)
Vittatina vittifera
Permiano (Artinskiano ao Kazaniano)
Weylandites lucifer
Permiano (Kunguriano ao Kazaniano)
Cycadopites glaber
Permiano (Asseliano ao Kazaniano)
As espécies identificadas não permitem refinar as interpretações
cronoestratigráficas para as formações Teresina e Rio do Rasto, pois todas
apresentam amplitudes verticais bastante grandes (Tabela 3). Lueckisporites
virkkiae, Lueckisporites stenotaeniatus, Alisporites nuthalensis, Alisporites grandis e
Thymospora rugulosa aparentemente são as espécies mais úteis para essas
interpretações porque restringem a extensão do intervalo estudado ao Permiano
Médio (Guadalupiano). Contudo, conforme Daemon & Quadros (1970),
Lueckisporites virkkiae é uma espécie registrada a partir dos depósitos da Formação
Rio Bonito, tendo, portanto, amplitude vertical relativamente grande.
Alguns esporos, incluindo espécies do gênero Thymospora, foram registrados
anteriormente apenas no Carbonífero Superior, porém o presente trabalho mostra
que alcançaram o Permiano Médio.
84
As espécies registradas anteriormente em outras bacias e inéditas na Bacia
do Paraná são do Permiano Inferior ou Médio da Argentina (Bacia
Chacoparanaense), do Uruguai, do Permiano Médio a Superior da Austrália e do
Carbonífero dos Estados Unidos. A amplitude cronoestratigráfica de diversas
espécies, portanto, também precisa ser estendida ao Permiano Médio.
Conforme já exposto no subcapítulo 2.7. do presente estudo, há diversos
argumentos para posicionar o topo da Formação Rio do Rasto no Tatariano ou
aproximadamente próximo ao limite entre os subsistemas Guadalupiano-Lopingiano,
isto é, próximo ao limite entre os andares Capitaniano-Wuchiapigiano. Em relação ao
Membro Serrinha, a informação mais segura refere-se a uma correlação com
depósitos da Namíbia através da espécie de bivalve Leinzia similis, cujo intervalo de
ocorrência é imediatamente sobreposto por cinzas vulcânicas datadas em 265,5 ±
2,2 Ma, o que corresponde aproximadamente ao início do Wordiano - intervalo
médio do Guadalupiano (STOLLHOFEN et al., 2000).
O topo do intervalo fértil estudado nos dois furos de sondagem, que
corresponde ao topo da Zona Lueckisporites virkkiae, deve estar contido no intervalo
de abrangência dos bivalves Leinzia similis, podendo equivaler ao Wordiano. A Zona
Lueckisporites virkkiae inicia-se provavelmente no Artinskiano, em depósitos da
Formação Palermo. Estima-se que o intervalo palinologicamente fértil estudado, que
abrange toda a Formação Teresina e cerca de metade do Membro Serrinha, deve
estar entre o Kunguriano superior e o Wordiano inferior a médio, ou, conforme as
classificações cronoestratigráficas mais antigas, entre o Kunguriano superior e o
Kazaniano, compreendendo um intervalo de tempo entre 6 e 9 milhões de anos.
85
6. CONCLUSÕES
As análises palinológicas realizadas em 37 amostras de testemunhos dos
furos de sondagem SP-23-PR e SP-58-PR, localizados no sul do Município de
Congonhinhas (PR), no intervalo das formações Serra Alta, Teresina e do Membro
Serrinha da Formação Rio do Rasto, forneceram os seguintes resultados:
a) O intervalo da Formação Serra Alta revelou-se estéril.
b) Na Formação Teresina foram identificadas as espécies: Leiotrileles virkkii,
Lophotriletes sp.1, Spelaeotriletes sp.1, Laevigatosporites vulgaris, Punctatosporites
granifer, Leschikisporis chacoparanaense, Thymospora obscura, Thymospora
thiessenii, Thymospora pseudothiessenii, Thymospora rugulosa, Thymospora
criciumensis, Striatosporites sp.1, Alisporites nuthalensis, Alisporites grandis,
Alisporites sp.1, Vesicaspora wilsonni, Vesicaspora sp.1, Striatoabietites sp.1,
Protohaploxypinus spp., Striatopodacarpites fusus, Lueckisporites virkkiae,
Lueckisporites stenotaeniatus, Lueckisporites nyakapendensis, Staurosaccites
quadrifidus, Staurosaccites cordubensis, Vittatina vittifera, Vittatina spp., Weylandites
lucifer e Cycadopites glaber. As prováveis espécies novas são: Thymospora sp. nov.
1, Thymospora sp. nov. 2 e Thymospora sp. nov. 3.
c) O Membro Serrinha revelou-se estéril na porção superior a partir do nível
121,5 m do furo SP-23-PR e os táxons identificados são: Laevigatosporites vulgaris,
Thymospora obscura, Thymospora thiessenii, Alisporites nuthalensis, Alisporites
86
grandis, Vesicaspora sp. 1, Lueckisporites virkkiae; assim como no furo SP-58-PR,
encontrou-se a provável espécie nova Thymospora sp. nov. 2.
d) Em todo o intervalo fértil (Formação Teresina e porção inferior do Membro
Serrinha), predominam os esporos monoletes Laevigatosporites vulgaris,
Thymospora obscura, Thymospora thiessenii e Thymospora pseudothiesseni.
e) A análise palinológica permitiu estender a amplitude vertical de diversos
táxons anteriormente conhecidos na Bacia do Paraná à porção média da Formação
Teresina (Striatopodocarpites fusus e Staurosaccites quadrifidus), à base do
Membro Serrinha (Laevigatosporites vulgaris) e duas espécies (Lueckisporites
virkkiae e Alisporites nuthalensis) ao terço inferior do Membro Serrinha.
f) São pela primeira vez registradas as espécies Punctatosporites granifer,
Leschikisporis chacoparanaense, Thymospora obscura, Thymospora thiessenni,
Thymospora pseudothiessenii, Thymospora rugulosa e Alisporites grandis na Bacia
do Paraná. As prováveis espécies novas de esporos (Thymospora sp. nov. 1,
Thymospora sp. nov. 2 e Thymospora sp. nov. 3) sugerem que exstiam vegetais
endêmicos à Bacia do Paraná.
g) O intervalo fértil estudado faz parte da Zona Lueckisporites virkkiae. As
espécies registradas pela primeira vez na Bacia do Paraná apresentam potencial
para eventualmente subdividir a palinozona, porém são necessários estudos em
áreas maiores das formações Teresina e Rio do Rasto para formalizar alguma
proposta.
h) De acordo com a abundância de algumas espécies de esporos, o intervalo
estudado pode ser subdividido em duas partes informais: 1- com predomínio de
Laevigatosporites vulgaris, situado entre os níveis 349m do furo SP-58-PR, base da
Formação Teresina, e o nível 192 m do furo SP-23-PR, base do Membro Serrinha; 2-
com predomínio de espécies do gênero Thymospora, situado entre os níveis 192 m,
base do Membro Serrinha, até o nível 130,5 m do furo SP-23-PR, ligeiramente acima
do primeiro terço deste membro.
87
i) Os resultados palinológicos são bastante distintos dos esperados através do
registro dos macrofitofósseis. As afinidades botânicas interpretadas para diversos
gêneros de esporos e de grãos de pólen indicam grande abundância de esporos de
filicíneas e nenhum esporo de licófita, e talvez somente um de esfenófita. O registro
de macrofitofósseis, ao contrário, mostra relativa abundância de licófitas na
Formação Teresina e de esfenófitas no Membro Serrinha. A pequena abundância de
grãos de pólen no Membro Serrinha não coaduna com o registro significativo de
glossopterídeas. Neste caso, a baixa diversidade pode estar relacionada a
problemas de preservação causados por maior grau de oxidação.
j) Ainda que diversas evidências sedimentares e paleontológicas apontem
para condições climáticas relativamente secas durante a deposição da Formação
Teresina, a grande diversidade de esporos de filicíneas sugere que ao menos
localmente e/ou durante certos intervalos de tempo, o clima deva ter sido
relativamente úmido.
k) A grande abundância de esporos em relação a grãos de pólen nas
assembléias estudadas poderia indicar que os sítios deposicionais estavam
próximos aos ambientes de vida dos vegetais; contudo, todas as amostras
estudadas são de folhelhos que indicariam condições não tão próximas à costa
segundo estudos estratigráficos anteriormente realizados. As filicíneas talvez tenham
habitado pequenos bancos de areia temporariamente expostos, formados por ação
de ondas de tempestade, ou os esporos experimentaram longo retrabalhamento e
transporte para áreas distantes da costa; os grãos de pólen não teriam suportado
tão grande retrabalhamento.
l) Os táxons identificados coadunam com a idade permiana do intervalo
estudado, porém, até o momento, não substanciam correlações cronoestratigráficas
refinadas. Utilizando-se outros dados paleontológicos e geocronológicos, estima-se
que a Zona Lueckisporites virkkiae se estenda do Artinskiano ao Wordiano e o
intervalo estudado, do Kunguriano superior ao Wordiano.
88
7. ESTAMPAS
89
ESTAMPA 1
90
ESTAMPA 2
ESTAMPA 3
ESTAMPA 4
91
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