Comportamento hidrodinâmico de sistemas cársticos na bacia do rio Betari, Município de Iporanga - SP

Técnicas estatísticas para séries temporais foram utilizadas para analisar hidrogramas de nascentes e registros de precipitação pluviométrica com o objetivo de caracterizar os fluxos de aqüíferos cársticos de um planalto do Vale do Ribeira. As análises estatísticas mostraram nascentes com características contrastantes: uma extremamente inercial, e outra que responde prontamente aos impulsos de precipitação e retorna ao estágio pré-impulsional em pouco tempo. As diferenças são explicadas a partir da geometria e dinâmica do fluxo dos sistemas (evidenciados em testes com traçadores); dos diferentes estilos de recarga identificados pelo mapeamento de feições cársticas de superfície e por modelos que relacionam o comportamento do fluxo com a estrutura da drenagem subterrânea. A nascente inercial está associada a um sistema com estrutura de drenagem distributiva e a uma recarga dispersa em pequenas bacias. A nascente diligente faz parte de um sistema caracterizado por uma estrutura de drenagem convergente (parte dela ao longo do principal sistema de cavernas do planalto) e a uma recarga concentrada em grandes pontos de captação associados às maiores bacias de recarga alóctone.Time series analyses of spring hydrographs and pluviometric data are applied in order to characterize the groundwater flow in a karst aquifer of a highland plateau in the Upper Ribeira Valley (Alto Vale do Ribeira). Two kinds of karst spring behavior were revealed based on their contrasting statistical characteristics: one is extremely inertial (the Lago spring) while the other (the Areias spring) has a fast response to rainfall events, returning quickly to the pre-impulse stage. The differences are explained on the basis of system geometry together with flow dynamics (investigated by qualitative and quantitative fluorescent dye tracer tests), by recharge volume and mechanisms (identified through the mapping of catchment areas and surface karst features) and conceptual models which relate spring flow and discharge characteristics with the internal structure of the groundwater drainage. The spring with inertial behavior is part of a distributive drainage system, and the meteoric recharge is made by small catchment basins. On the other hand, the Areias spring corresponds to a convergent drainage system (which is observed along the Areais cave system) with meteoric recharge characterized by large inputs at discrete points connected to the largest allogenic recharge areas

Análise estrutural do Grupo Rio Pardo: sudeste do Estado da Bahia

O Grupo Rio Pardo esta localizado no sudeste do Estado da Bahia e geologicamente, marca a transição entre o Cráton do São Francisco e a Faixa Araçuaí. Trata-se de uma sequência metassedimentar de baixo grau metamórfico, de idade meso a neoproterozoica, depositadas sobre um embasamento de idade paleoproterozoica a arqueana. O Grupo Rio Pardo é constituído das seguintes unidades litoestratigráficas, da base para o topo: Formação Panelinha formada por metapsefitos e metagrauvacas; Subgrupo Itaimbé, compreendendo as Formações Camacã (metapelitos e lentes carbonáticas), Água Preta (metarenitos e metassiltitos), Serra do Paraíso (metacarbonatos e quartzitos) e Santa Maria Eterna (metacarbonatos e quartzitos). No topo desta sequência, discordantemente sobre as anteriores, depositou-se a Formação Salobro, constituída de metapelitos e metapsefitos. O Grupo Rio Pardo esta dividido em duas unidades litoestruturais, separadas pela falha inversa Rio Pardo-Água Preta com transporte tectônico para nordeste. A Unidade Litoestrutural 1, que abrange o setor norte, possui características autóctones com estruturas associadas à primeira fase de deformação. A Unidade Litoestrutural 2, localizada a sudoeste da falha inversa, caracteriza um bloco subautóctone com dobramentos fechados relacionados à segunda fase de deformação. Um terceiro evento deformacional esta registrado na borda oeste da bacia. A vergência tectônica do Grupo Rio Pardo para NE se explica pela mudança do regime deformacional e da orientação dos eixos principais da deformação no decorrer do evento orogênico colisional brasiliano no setor norte da faixa Araçuaí, onde o transporte tectônico para norte serviu de motor para a deformação no Grupo Rio Pardo.The Meso- to Neoproterozoic Rio Pardo Group is located in the southeastern region of the Bahia State and consists of low-grade metasedimentary rocks deposited on Paleoproterozoic to Archean basement. From the base to the top, the metasedimentary rocks are grouped into the following sequences: Panelinha Formation consisting of coarse-grained immature clastics; the overlying Itaimbé Subgroup which is made up of the Camacã Formation (metapelites with local carbonates), the Água Preta Formation (fine-grained metapsamites and local carbonate lenses), Serra do Paraíso Formation (metacarbonates and quartzites) and the Santa Maria Eterna Formation (metaconglomerates and metacarbonates). The Salobro Formation was deposited unconformably on this sequence and consists of coarse-grained immature and local finegrained clastic rocks. The Rio Pardo Group was affected by three successive folding events, which were recorded in two litho-structural units. The litho-structural unit 1 is located in the northeastern part of the basin, and the litho-structural unit 2, in the southwestern part of the basin. These units are separated by the Rio Pardo-Água Preta inverse fault, trending NW-SE and dipping SW. The first unit is autochthonous and monophasic and displays open folds and slaty cleavage, changing gradually towards southwest into large overturned folds with axial plane schistosity. The second unit is polyphasic and shows large folds with NE vergence. A third folding is represented by folds and foliations present at the western margin of the basin. The NE vergence of the Rio Pardo Group can be explained by changes in the deformation regime and in the direction of the principal axis of deformation in the north sector of the Araçuaí belt during the Brasiliano collision orogen. The tectonic transport to the north could be the cause of deformation of the Rio Pardo Group

The karst in the management plan of the Intervales State Park and buffer zone, State of São Paulo, Brazil

O Parque Estadual Intervales (PEI) e sua Zona de Amortecimento (ZA), inseridos nos vales dos rios Ribeira de Iguape e Paranapanema, situam-se em domínios de rochas carbonáticas proterozóicas de grande interesse para a mineração, onde se verifica a formação de carste com ocorrência expressiva de cavernas. A caracterização do carste no PEI e ZA para o plano de manejo foi baseada em estudos geológicos e geomorfológicos que permitiram definir o grau de vulnerabilidade à contaminação do aquífero cárstico. As regiões de maior vulnerabilidade do carste no PEI e ZA são aquelas que permitem a introdução direta de contaminantes no aquífero e se caracterizam pela presença de feições cársticas tais como cavernas e sumidouros. Para as regiões onde a recarga ocorre exclusivamente por infiltração difusa e o escoamento superficial converge para rios de superfície, foi associado grau de vulnerabilidade intermediário. Considerando essa análise, foram identificadas áreas com maior potencial para impactos e feitas recomendações para a gestão do parque e sua zona de amortecimento.Located in the valleys of the Ribeira de Iguape and Paranapanema Rivers, where karst features and a large number of caves can be found, the Intervales State Park and its buffer zone lie within an area of Proterozoic carbonate rocks that are of great interest to the mining industry. Based on geomorphological and geological studies, the characterization of the karst was performed in order to develop a management plan for the Intervales State Park and its buffer zone. With this, it was possible to define the degree of vulnerability of the karst aquifer to contamination. The areas of greatest vulnerability are those that facilitate injection of contaminants directly into the aquifer, being characterized by such karst features as caves and sinks. In regions where recharge occurs exclusively via diffuse infiltration, and runoff convergence with surface watercourses, the degree of vulnerability is lower. Considering this analysis, areas with the greatest impact potential were identified and recommendations made regarding management of the park and its buffer zone

Controles hidroquímicos na deposição de tufas em drenagens na Serra do André Lopes (SP, Brasil)

The André Lopes Mountain Range is located in a karst plateau composed of dolomites (Tapagem Marble) in the state of São Paulo, Brazil. On the surface, the water that flows over the carbonate rocks is rich in calcium carbonate, which enables the deposition of tufa. For tufa deposition to occur, the water must be crystal clear, without suspended sediments that could inhibit the precipitation of carbonates, and have a high concentration of dissolved calcium carbonate. River water samples were collected in 14 locations in Serra do André Lopes and the region, for the analysis of various hydrochemical and isotopic parameters. Hydrochemical analysis showed that the waters have a high content of calcium carbonate (average of 179 mg/l), a high Mg/Ca ratio (average of 0.88) and high pH values (between 8.18 and 8.71) and saturation index values with respect to calcite (between 0.1 and 1.04). Most of the waters were classified as calcic-magnesian carbonated. Based on the results, it was possible to conclude that the waters from the drainages where tufa deposits occur are derived from autogenic recharge, with little or no influence from allogenic waters (from non-carbonate areas), being the predominant factor for tufa deposition in the region. The results of isotopic analysis of water d18O and calcium carbonate from tufa showed that the influence of evaporation is practically null in calcite precipitation. The observation of isotopically equilibrated tufa deposition shows that potential paleoclimatic records obtained from ancient deposits are relevant.A Serra do André Lopes localiza-se em um planalto cárstico composto por dolomitos (Mármore da Tapagem) no estado de São Paulo, Brasil. Na superfície, a água que escoa sobre as rochas carbonáticas é rica em carbonato de cálcio, o que possibilita a deposição de tufas. Para que ocorra essa deposição, a água deve ser cristalina, sem sedimentos em suspensão, que possa inibir a precipitação dos carbonatos e ter alta concentração de carbonato de cálcio dissolvido. Foram coletadas amostras de águas fluviais em 14 locais da Serra do André Lopes e região, para a análise de parâmetros hidroquímicos e isotópicos. A análise hidroquímica mostrou que essas águas têm alto teor de carbonato de cálcio (média de 179 mg/L), alta razão Mg/Ca (média de 0,88) e altos valores de pH (entre 8,18 e 8,71) e índice de saturação em relação à calcita (entre 0,1 e 1,04). A maioria das amostras das águas foram classificadas como cálcio magnesianas carbonatadas. Com base nos resultados foi possível concluir que as águas das drenagens onde ocorrem os depósitos de tufa são provenientes de recarga autóctone, com pouca ou nenhuma influência de águas alogênicas (provenientes de áreas não carbonáticas), sendo o fator preponderante para a deposição de tufas na região. Os resultados das análises isotópicas de d18O da água e do carbonato de cálcio das tufas mostraram que a influência da evaporação é praticamente nula na precipitação de calcita. A observação da deposição de tufa em equilíbrio isotópico, mostra que potenciais registros paleoclimáticos obtidos a partir dos depósitos antigos são relevantes

A deposição de tufas quaternárias no estado de Mato Grosso do Sul: proposta de definição da formação Serra da Bodoquena

Quaternary tufa deposits occur widely in the Serra da Bodoquena (state of Mato Grosso do Sul, Brazil), associated with the karst system that has developed on carbonate rocks of the Corumbá Group. The deposition of tufa is favored in the Serra da Bodoquena due to the predominance of autogenic waters, which allow for groundwater to be enriched in calcium carbonate. By means of numerous springs, this groundwater supplies the rivers of the area where tufas are deposited. These rivers have small quantities of siliciclastic sediment, making the water very clear, which favors biological activity and, as a result, the precipitation of carbonate. The lithological characteristics, the existence of clear and abrupt lines of contact and the easy mapping of the tufas make it possible to create a new unit, here named the Serra da Bodoquena Formation. Deposition in a distinct river basin and karst system justify separation from the Xaraiés Formation, even if their lithologies are partly similar. The Serra da Bodoquena Formation is discontinuous due to the nature of deposits, formed in association with the surface drainage network. The individual outcropping areas never interconnected with each other or with the Xaraiés Formation in the Corumbá region. The new unit was divided into two members in order to represent catchment and waterfall deposits and micrite deposits named, respectively, Rio Formoso and Fazenda São Geraldo members. The older tufa deposits indicate greater deposition from 6530 cal years BP until 2700 cal years BP, when the decline began reaching the present fate. This more intensive deposition represents a period of more humid climate, which changed at around 2700 cal years BP when similar conditions to those found at present became established. The active deposition of tufas in the Rio Formoso Member is still significant, although limited to the courses of perennial or intermittent drainage channels.Depósitos quaternários de tufas ocorrem extensamente na Serra da Bodoquena (MS), associados ao sistema cárstico desenvolvido sobre rochas carbonáticas do Grupo Corumbá. A deposição de tufa é favorecida na Serra da Bodoquena pela predominância de águas autogênicas, que permite o enriquecimento da água subterrânea em carbonato de cálcio, que, através de inúmeras nascentes, alimenta os rios de superfície onde as tufas são depositadas. Estes rios possuem baixas quantidades de sedimentos siliciclásticos tornando suas águas muito límpidas, o que favorece a atividade biológica e, consequentemente, a precipitação de carbonato. As características litológicas, a existência de contatos claros e abruptos e a mapeabilidade das tufas possibilitaram a criação de uma nova unidade, denominada Formação Serra da Bodoquena. A deposição em bacia hidrográfica e sistema cárstico distintos justificam sua separação da Formação Xaraiés (Corumbá, MS), mesmo que parte das litologias seja semelhante. A Formação Serra da Bodoquena é descontínua, devido à própria natureza dos depósitos, formados em associação com a rede de drenagem, nunca ligados entre si ou com a Formação Xaraiés. A nova unidade foi dividida em dois membros para representar os depósitos de represas e cachoeiras e os de micritos, respectivamente: membros Rio Formoso e Fazenda São Geraldo. Os depósitos antigos de tufas indicam deposição mais expressiva do que atualmente, desde 6.530 anos cal A.P. até 2.700 anos cal A.P. onde inicia um decréscimo. Esta deposição mais intensa representa um período de clima mais úmido, que se alterou a partir de 2.700 anos cal A.P. quando se estabeleceram condições próximas à atual. A deposição atual de tufas no Membro Rio Formoso ainda é expressiva, porém restrita ao leito das drenagens perenes ou intermitentes

Os diferentes graus de isolamento da água subterrânea como origem de sua variabilidade: evidências isotópicas, hidroquímicas e da variação sazonal do nível da água no Pantanal da Nhecolândia

This study aims to analyze the degree of isolation of natural lakes with unusual values of salinity and pH in the area of Pantanal da Nhecolândia, the largest field of lakes in the tropical zone of the planet. This process is still poorly understood and is essential for understanding the entire environment. The salinity was measured by electrical conductivity and shows great variations. The possibility of important variability of evaporation or precipitation was dismissed because the lakes are in the same area and the region is flat. Therefore, salinity differences may be associated with a present processes, provided by different degrees of isolation between the lakes and the groundwater, or originated from salt deposits formed in the past, under arid climate. To test the first hypothesis, we analyzed the ratios of stable isotopes of oxygen and deuterium, since the isotopic fractionation that occurs during evaporation enriches the liquid phase in 18O and D. The correlation between the ratios and electrical conductivity is exponential, indicating that the salinity increases with the isolation of the lakes from the groundwater and that a significant isolation of the lakes results in salinities ranging from intermediate to high. The study presents data on seasonal variation in water level (July 2008, end of rainy season and October 2008, end of dry season) of 14 lakes. The data show erratic decrease in the water level of fresh water lakes, which was interpreted as evidence of greater exchange of water between these lakes and the groundwater.O estudo tem como objetivo analisar o grau de isolamento de lagos naturais de salinidades e pHs muito diferenciados na região da Baixa Nhecolândia, porção sul do Pantanal Matogrossense, onde há o maior campo de lagos na zona tropical do planeta. Esta questão é essencial no contexto daquele ambiente, uma vez que a origem das diferentes águas é ainda controversa. Os sólidos dissolvidos totais, indicados pela condutividade elétrica indicam as variações de salinidade. Como a possibilidade de evaporação ou precipitação diferenciada entre os lagos foi descartada, pois os lagos estão próximos e em uma região plana, as brutais diferenças de salinidade ou estariam associadas a processos atuais, como diferentes graus de isolamento entre os lagos e o freático ou a pouco prováveis eventos do passado. Para testar a primeira hipótese foram analisadas as razões dos isótopos estáveis de Oxigênio e Deutério, uma vez que o fracionamento isotópico na evaporação enriquece a água líquida em 18O e D. A correlação encontrada entre as razões isotópicas e a condutividade elétrica é exponencial, indicando não apenas que o isolamento do freático cresce com a salinidade como que a partir de salinidades intermediárias já existe um importante isolamento dos lagos. Apresenta-se ainda dados de variação sazonal do nível da água de 14 lagos que mostram quedas mais erráticas nos lagos hipossalinos, o que foi interpretado como evidência de maior troca de água entre estes lagos e o freático

Evolução e dinâmica atual do sistema cárstico do alto vale do rio Ribeira de Iguape, sudeste do Estado de São Paulo

Estudou-se do ponto de vista geomorfológico, geoespeleológico, hidrológico e hidrogeológico, uma área com terrenos cársticos desenvolvidos sobre metacalcários, metacalcários dolomíticos e magnesianos, de idade proterozóica média, pertencentes ao Grupo Açungui. A área localiza-se no alto vale do rio Ribeira de lguape, entre os municípios de Apiaí e lporanga, sudeste do Estado de São Paulo. O mapeamento geomorfológico permitiu identificar uma seqüência evolutiva da paisagem cárstica, a qual inicia-se com um sistema fluvial, onde os vales da drenagem superficial são gradativamente segmentados com o tempo, através da implantação de bacias de drenagem fechada, cujo desenvolvimento levou à formação de carste poligonal. Esta transição da paisagem fluvial para a cárstica levou à definição das zonas morfológicas fluviocárstica, de transição (com bacias poligonais compostas) e a de carste poligonal (com bacias poligonais simples). O relevo cárstico é estruturalmente condicionado, onde os sumidouros (fundos de depressões poligonais) instalaram-se preferencialmente na intersecção entre planos de estratificação, juntas e falhas. Estes pontos de absorção do escoamento autogênico alinham-se preferencialmente sobre traços de acamamento, em situações de mergulho alto deste e, predominantemente sobre traços de fraturas longas e falhas, no caso de mergulho moderado a baixo do acamamento. Propõe-se a evolução do conjunto de depressões poligonais através do processo de competição e coalescência entre estas (taxas de ampliação diferenciadas), o qual gera inversões de relevo, onde antigos fundos de depressões fechadas hoje localizam-se em cristas. Este processo é acompanhado pelo mecanismo de geração múltipla, onde depressões maiores com drenagem subterrânea mais eficiente, deflagram a instalação de depressões menores, vizinhas e sobre a maior. A morfometria do relevo levou à conclusão de que o carste estudado é semelhante ao carste poligonal da Nova Guiné e Jamaica, com zonas de alto grau de carstificação, apesar das condições climáticas distintas do Alto Ribeira, em comparação com aquelas áreas. Na área carbonática encaixante do sistema de cavernas Pérolas-Santana, a zona de carste poligonal mais desenvolvida é associada à concentração de condutos em profundidade nas proximidades da linha de contato SE da faixa carbonática. O mapeamento geológico de cavernas evidenciou que entre o grande número e variedade de descontinuidades presentes na rocha metacarbonática, as estruturas mais favoráveis para instalação de condutos são os planos de estratificação, fraturas simples longas e falhas. A morfologia planimétrica dos sistemas de cavernas reflete o estilo estrutural do metacalcário encaixante. Cavernas com padrão planimétrico retilíneo e anguloso (p. ex, cav. Santana), associam-se à mergulhos altos do acamamento, enquanto que o padrão sinuoso e curvilíneo (p. ex., cav. Areias) refletem mergulhos moderados a baixos da estratificação. O grau de sinuosidade de condutos subterrâneos é controlado pelo ângulo agudo entre a direção do gradiente hidráulico e a descontinuidade favorável para instalação do conduto. Quanto maior for este ângulo, tanto mais sinuosa será a rota de condutos da água subterrânea. A iniciação de proto-cavernas acompanha linhas de intersecção entre o acamamento e fraturas simples longas e falhas. O sistema de cavernas Pérolas-Santana segue o modelo de Worthington (1991), o qual prevê que a profundidade média (Dm) de iniciação de condutos freáticos (abaixo do N.A.) segue uma função exponencial, onde a base desta função é o produto entre o seno do ângulo de mergulho da estratificação(sen\'teta\') e a distância (Lx) entre o ponto de insurgência e ressurgência da rota de condutos em iniciação (obteve-se a função Dm=(Lx sen\'teta\')\'POT. 0.82\'). A fase de desenvolvimento da espeleogênese na área estudada produziu canyons vadosos com até 50m de entalhamento vertical. Este entalhamento é interpretado como produto de uma taxa moderada de rebaixamento do nível de base dos sistemas de cavernas, o que por sua vez, seria reflexo de um soerguimento tectônico moderado da área. Com base nas idades preliminares Th/U de calcita secundária sobre depósitos fluviais subterrâneos, estimou-se uma taxa máxima média de entalhamento vadoso subterrâneo de 0,0042cm/ano (42mm/ka). Aplicando esta taxa de entalhamento vadoso aos canyons subterrâneos observados na área, concluiu-se que os sistemas de cavernas da região encontram-se na fase de desenvolvimento por aproximadamente 1,7 Ma. A idade mínima do sistema Pérolas-Santana, incluindo a estimativa teórica de duração da fase de iniciação, é em torno de 2 Ma. A correlação deste entalhamento fluvial subterrâneo com o rebaixamento do canal fluvial externo do rio Betari, sobre metacalcários, permitiu estimar uma idade mínima de \'6,4 POT. +7.4 IND. -3.1\' Ma para o entalhamento do vale do rio Betari na área de estudo. A ressurgência do sistema de cavernas Pérolas-Santana é do tipo fluxo total permanente (classificação de Worthington, 1991), com razão entre vazão máxima e mínima de 19,7 para o ano hidrológico de 1990-1991. Os coeficientes de recessão do deflúvio do escoamento básico desta ressurgência refletem um aqüífero cárstico com alto grau de fissuramento interconectado, segundo classificação de Milanovic (1976). Com base no cálculo do balanço hídrico do sistema Pérolas-Santana, comprovou-se que a área de captação da bacia associada ao sistema, definida inicialmente pelo traçado dos divisores topográficos (14,8 km2) é insuficiente para alimentar o volume de água escoado pela ressurgência, por um ano hidrológico. Ajustando o balanço hídrico, definiu-se uma área de captação de 25,4 km2 para esta bacia. Comprovou-se assim, uma conexão subterrânea entre sistemas vizinhos de drenagem subterrânea, os quais, através de uma análise convencional da rede de drenagem superficial, seriam independentes. Definiu-se as seguintes fácies hidroquímicas para o sistema cárstico estudado: escoamento superficial alogênico, escoamento superficial fluviocárstico, percolação autogênica vadosa em fissuras, percolação autogênica vadosa em condutos, circulação freática em condutos profundos e escoamento de ressurgências cársticas. A evolução geoquímica das águas no sistema cárstico é controlada principalmente pela ação de água meteórica enriquecida em ácido carbônico. Ao longo de rotas de circulação profunda e localmente na zona vadosa, a carstificação pelo ácido carbônico é provavelmente somada à ação de ácido sulfúrico produzido pela oxidação de sulfetos. A dinâmica erosiva atual do terreno cárstico estudado é expressa pela taxa de saturação em calcita e dolomita de águas alogênicas que invadem o sistema cárstico, pela sazonalidade dos índices de saturação em calcita e dolomita das principais fácies hidroquímicas que circulam pelo sistema e pela taxa de rebaixamento da superfície epicárstica por dissolução (denudação química). Para esta última, obteve-se uma média de 31,1 \'+ ou -\' 6 mm/ka.The geomorphology and the conduit aquifer, and associated cave systems, of a karst area (74 km²) in dolomitic and calcitic metalimestones of the Middle Proterozoic Açungui Group have been studied in the Upper Ribeira river valley, between Apiaí and Iporanga, southeastern São Paulo, Brazil. The transition between fluvial and karst landforms was recognized through detailed aerial photointerpretation and field observations. The fluvial system has been gradually disrupted by the growth of closed drainage basins with a polygonal pattern. Based on this transition, a morphological zonation has been defined over the limestones. Three main landform categories are recognized in the limestone: the fluviokarst zone (with dominant surface runoff), the transitional zone (characterized by large composite closed depressions) and the polygonal karst zone (with simple closed depressions). The karst topography exhibits strong structural control. Autogenic swallets occur mainly at the intersections of bedding planes, fractures and faults. These inlet points for autogenic recharge are preferentially aligned on bedding traces where dip is high. In areas where the dip is low to moderate, swallets preferentially follow long fracture and fault traces of steep dip. The observed population of closed depressions is interpreted as resulting from competition and coalescence processes between depressions in response to different rates of depression enlargement, as well as by the multiple generation process described by Kemmerly. In this model, larger depressions, connected by effcient underground drainage routes, trigger the initiation of other depressions over and in the vicinity of the larger depressions. The competition between depression enlargement rates leads to topographic inversions, where ancient depression bottoms now occupy hill crests. Morphometric analysis of the karst topography of the Upper Ribeira polygonal karst shows similarities to New Guinean and Jamaican polygonal karst landscapes. Within the limestone area above the Perolas-Santana cave system, the best developed polygonal carst is related to conduits in depth, close to the southeastern contact of limestone with metapelites. Among the variety and large number of discontinuities present in the metamorphic limestone, the most favorable structures for cave development are bedding planes, Iong simple fractures and faults. The planimetric patterns of cave systems are controlled by the structural style of the limestone. Rectilinear and angular cave map patterns are related to steeply dipping strata, whereas sinuous and curvilinear patterns reflect low-dipping, folded limestone. The sinuosity of conduits is mainly controlled by the angle between the direction of the general hydraulic gradient and the strike of the favorable subvertical discontinuities for conduit development. The greater this angle is, the higher the sinuosity, confirming Worthington\'s (1991) model. The initiation of proto-conduits mainly follows the intersections between bedding planes and simple long fractures and faults. Worthington\'s model for prediction of mean conduit depth is confirmed by the Pérolas-Santana cave system. The mean depth of 200 to 300 m beneath the watertable for the initiation conduits of this system agrees well with the prediction of the exponential equation which is based on the stratal dip and the horizontal length (catchment length) between the main insurgence and the ressurgence of the cave system. Vadose canyons with up to 50m of vertical entrenchment were produced during the speleogenetic development phase, as the result of moderate rates of base level lowering, which itself was due to moderate rates of regional tectonic uplift. Based on preliminary Th/U ages of secondary calcite covering ancient fluvial deposits in vadose cave canyons, an average maximum rate of 0.0042 cm/year (42 mm/ky) is proposed for the vadose entrenchment within the studied caves. This rate gives a minimum age of 1.7 My for the development phase in the Santana cave. Including the theoretical time span of the initiation phase, the total age of the Pérolas-Santana cave System is around 2 My. The correlation between the cave river entrenchment rate and the external river channel lowering over the limestone, close to the cave syslem, allows an age estimation of \'16,4 POT. +7.4 IND. -3.1\' My for the Betari valley in the studied area. The calculated baseflow recession coeficients, tsuggest that he karst aquifer of the Pérolas-Santana system has a high degree of interconnected fissures. The initial analysis of the surface drainage systems, using concepts of topographic divides, indicates the presence of two separate drainage basins over the Furnas-Santana Iimestone area, each related to a cave system. The hydrological balance of the Perolas-Santana cave system suggests, however, that the catchment area must be larger (25,4 km²) than indicated by this initial interpretation. It is therefore suggested that two adjacent cave systems (Perolas-Santana and Grilo systems) are cannected at depth, in order to balance the annual discharge measured at the Santana cave ressurgence. The following hydrochemical facies have been defined: allogenic surface runoff, fluviokarstic runoff, vadose autogenic fissure seepage, vadose autogenic conduit flow, deep phreatic conduit flow and karst ressurgence flow. The hydrochemistry indicates that the carstification is basically controlled by meteoric water enriched in carbonic acid. Minor dissolution of carbonate by sulphuric acid produced by oxidation of pyrite disseminated in impure limestone is thought to occur in deep flow routes. The modern erosive dynamics of the studied karst has been quantified according to the following parameters: saturation rate in calcite and dolomite of allogenic rivers entering the limestone surface, the seasonality of the saturarion index of the main hydrochemical facies and the rate of limestone surface lowering through dissolution (chemical denudation). The calculated mean chemical denudation rate for the Pérolas-Santana basin is 31.1 \'+ ou -\' 6 mm/ky

Evolução e dinâmica atual do sistema cárstico do alto vale do rio Ribeira de Iguape, sudeste do Estado de São Paulo

Estudou-se do ponto de vista geomorfológico, geoespeleológico, hidrológico e hidrogeológico, uma área com terrenos cársticos desenvolvidos sobre metacalcários, metacalcários dolomíticos e magnesianos, de idade proterozóica média, pertencentes ao Grupo Açungui. A área localiza-se no alto vale do rio Ribeira de lguape, entre os municípios de Apiaí e lporanga, sudeste do Estado de São Paulo. O mapeamento geomorfológico permitiu identificar uma seqüência evolutiva da paisagem cárstica, a qual inicia-se com um sistema fluvial, onde os vales da drenagem superficial são gradativamente segmentados com o tempo, através da implantação de bacias de drenagem fechada, cujo desenvolvimento levou à formação de carste poligonal. Esta transição da paisagem fluvial para a cárstica levou à definição das zonas morfológicas fluviocárstica, de transição (com bacias poligonais compostas) e a de carste poligonal (com bacias poligonais simples). O relevo cárstico é estruturalmente condicionado, onde os sumidouros (fundos de depressões poligonais) instalaram-se preferencialmente na intersecção entre planos de estratificação, juntas e falhas. Estes pontos de absorção do escoamento autogênico alinham-se preferencialmente sobre traços de acamamento, em situações de mergulho alto deste e, predominantemente sobre traços de fraturas longas e falhas, no caso de mergulho moderado a baixo do acamamento. Propõe-se a evolução do conjunto de depressões poligonais através do processo de competição e coalescência entre estas (taxas de ampliação diferenciadas), o qual gera inversões de relevo, onde antigos fundos de depressões fechadas hoje localizam-se em cristas. Este processo é acompanhado pelo mecanismo de geração múltipla, onde depressões maiores com drenagem subterrânea mais eficiente, deflagram a instalação de depressões menores, vizinhas e sobre a maior. A morfometria do relevo levou à conclusão de que o carste estudado é semelhante ao carste poligonal da Nova Guiné e Jamaica, com zonas de alto grau de carstificação, apesar das condições climáticas distintas do Alto Ribeira, em comparação com aquelas áreas. Na área carbonática encaixante do sistema de cavernas Pérolas-Santana, a zona de carste poligonal mais desenvolvida é associada à concentração de condutos em profundidade nas proximidades da linha de contato SE da faixa carbonática. O mapeamento geológico de cavernas evidenciou que entre o grande número e variedade de descontinuidades presentes na rocha metacarbonática, as estruturas mais favoráveis para instalação de condutos são os planos de estratificação, fraturas simples longas e falhas. A morfologia planimétrica dos sistemas de cavernas reflete o estilo estrutural do metacalcário encaixante. Cavernas com padrão planimétrico retilíneo e anguloso (p. ex, cav. Santana), associam-se à mergulhos altos do acamamento, enquanto que o padrão sinuoso e curvilíneo (p. ex., cav. Areias) refletem mergulhos moderados a baixos da estratificação. O grau de sinuosidade de condutos subterrâneos é controlado pelo ângulo agudo entre a direção do gradiente hidráulico e a descontinuidade favorável para instalação do conduto. Quanto maior for este ângulo, tanto mais sinuosa será a rota de condutos da água subterrânea. A iniciação de proto-cavernas acompanha linhas de intersecção entre o acamamento e fraturas simples longas e falhas. O sistema de cavernas Pérolas-Santana segue o modelo de Worthington (1991), o qual prevê que a profundidade média (Dm) de iniciação de condutos freáticos (abaixo do N.A.) segue uma função exponencial, onde a base desta função é o produto entre o seno do ângulo de mergulho da estratificação(sen\'teta\') e a distância (Lx) entre o ponto de insurgência e ressurgência da rota de condutos em iniciação (obteve-se a função Dm=(Lx sen\'teta\')\'POT. 0.82\'). A fase de desenvolvimento da espeleogênese na área estudada produziu canyons vadosos com até 50m de entalhamento vertical. Este entalhamento é interpretado como produto de uma taxa moderada de rebaixamento do nível de base dos sistemas de cavernas, o que por sua vez, seria reflexo de um soerguimento tectônico moderado da área. Com base nas idades preliminares Th/U de calcita secundária sobre depósitos fluviais subterrâneos, estimou-se uma taxa máxima média de entalhamento vadoso subterrâneo de 0,0042cm/ano (42mm/ka). Aplicando esta taxa de entalhamento vadoso aos canyons subterrâneos observados na área, concluiu-se que os sistemas de cavernas da região encontram-se na fase de desenvolvimento por aproximadamente 1,7 Ma. A idade mínima do sistema Pérolas-Santana, incluindo a estimativa teórica de duração da fase de iniciação, é em torno de 2 Ma. A correlação deste entalhamento fluvial subterrâneo com o rebaixamento do canal fluvial externo do rio Betari, sobre metacalcários, permitiu estimar uma idade mínima de \'6,4 POT. +7.4 IND. -3.1\' Ma para o entalhamento do vale do rio Betari na área de estudo. A ressurgência do sistema de cavernas Pérolas-Santana é do tipo fluxo total permanente (classificação de Worthington, 1991), com razão entre vazão máxima e mínima de 19,7 para o ano hidrológico de 1990-1991. Os coeficientes de recessão do deflúvio do escoamento básico desta ressurgência refletem um aqüífero cárstico com alto grau de fissuramento interconectado, segundo classificação de Milanovic (1976). Com base no cálculo do balanço hídrico do sistema Pérolas-Santana, comprovou-se que a área de captação da bacia associada ao sistema, definida inicialmente pelo traçado dos divisores topográficos (14,8 km2) é insuficiente para alimentar o volume de água escoado pela ressurgência, por um ano hidrológico. Ajustando o balanço hídrico, definiu-se uma área de captação de 25,4 km2 para esta bacia. Comprovou-se assim, uma conexão subterrânea entre sistemas vizinhos de drenagem subterrânea, os quais, através de uma análise convencional da rede de drenagem superficial, seriam independentes. Definiu-se as seguintes fácies hidroquímicas para o sistema cárstico estudado: escoamento superficial alogênico, escoamento superficial fluviocárstico, percolação autogênica vadosa em fissuras, percolação autogênica vadosa em condutos, circulação freática em condutos profundos e escoamento de ressurgências cársticas. A evolução geoquímica das águas no sistema cárstico é controlada principalmente pela ação de água meteórica enriquecida em ácido carbônico. Ao longo de rotas de circulação profunda e localmente na zona vadosa, a carstificação pelo ácido carbônico é provavelmente somada à ação de ácido sulfúrico produzido pela oxidação de sulfetos. A dinâmica erosiva atual do terreno cárstico estudado é expressa pela taxa de saturação em calcita e dolomita de águas alogênicas que invadem o sistema cárstico, pela sazonalidade dos índices de saturação em calcita e dolomita das principais fácies hidroquímicas que circulam pelo sistema e pela taxa de rebaixamento da superfície epicárstica por dissolução (denudação química). Para esta última, obteve-se uma média de 31,1 \'+ ou -\' 6 mm/ka.The geomorphology and the conduit aquifer, and associated cave systems, of a karst area (74 km²) in dolomitic and calcitic metalimestones of the Middle Proterozoic Açungui Group have been studied in the Upper Ribeira river valley, between Apiaí and Iporanga, southeastern São Paulo, Brazil. The transition between fluvial and karst landforms was recognized through detailed aerial photointerpretation and field observations. The fluvial system has been gradually disrupted by the growth of closed drainage basins with a polygonal pattern. Based on this transition, a morphological zonation has been defined over the limestones. Three main landform categories are recognized in the limestone: the fluviokarst zone (with dominant surface runoff), the transitional zone (characterized by large composite closed depressions) and the polygonal karst zone (with simple closed depressions). The karst topography exhibits strong structural control. Autogenic swallets occur mainly at the intersections of bedding planes, fractures and faults. These inlet points for autogenic recharge are preferentially aligned on bedding traces where dip is high. In areas where the dip is low to moderate, swallets preferentially follow long fracture and fault traces of steep dip. The observed population of closed depressions is interpreted as resulting from competition and coalescence processes between depressions in response to different rates of depression enlargement, as well as by the multiple generation process described by Kemmerly. In this model, larger depressions, connected by effcient underground drainage routes, trigger the initiation of other depressions over and in the vicinity of the larger depressions. The competition between depression enlargement rates leads to topographic inversions, where ancient depression bottoms now occupy hill crests. Morphometric analysis of the karst topography of the Upper Ribeira polygonal karst shows similarities to New Guinean and Jamaican polygonal karst landscapes. Within the limestone area above the Perolas-Santana cave system, the best developed polygonal carst is related to conduits in depth, close to the southeastern contact of limestone with metapelites. Among the variety and large number of discontinuities present in the metamorphic limestone, the most favorable structures for cave development are bedding planes, Iong simple fractures and faults. The planimetric patterns of cave systems are controlled by the structural style of the limestone. Rectilinear and angular cave map patterns are related to steeply dipping strata, whereas sinuous and curvilinear patterns reflect low-dipping, folded limestone. The sinuosity of conduits is mainly controlled by the angle between the direction of the general hydraulic gradient and the strike of the favorable subvertical discontinuities for conduit development. The greater this angle is, the higher the sinuosity, confirming Worthington\'s (1991) model. The initiation of proto-conduits mainly follows the intersections between bedding planes and simple long fractures and faults. Worthington\'s model for prediction of mean conduit depth is confirmed by the Pérolas-Santana cave system. The mean depth of 200 to 300 m beneath the watertable for the initiation conduits of this system agrees well with the prediction of the exponential equation which is based on the stratal dip and the horizontal length (catchment length) between the main insurgence and the ressurgence of the cave system. Vadose canyons with up to 50m of vertical entrenchment were produced during the speleogenetic development phase, as the result of moderate rates of base level lowering, which itself was due to moderate rates of regional tectonic uplift. Based on preliminary Th/U ages of secondary calcite covering ancient fluvial deposits in vadose cave canyons, an average maximum rate of 0.0042 cm/year (42 mm/ky) is proposed for the vadose entrenchment within the studied caves. This rate gives a minimum age of 1.7 My for the development phase in the Santana cave. Including the theoretical time span of the initiation phase, the total age of the Pérolas-Santana cave System is around 2 My. The correlation between the cave river entrenchment rate and the external river channel lowering over the limestone, close to the cave syslem, allows an age estimation of \'16,4 POT. +7.4 IND. -3.1\' My for the Betari valley in the studied area. The calculated baseflow recession coeficients, tsuggest that he karst aquifer of the Pérolas-Santana system has a high degree of interconnected fissures. The initial analysis of the surface drainage systems, using concepts of topographic divides, indicates the presence of two separate drainage basins over the Furnas-Santana Iimestone area, each related to a cave system. The hydrological balance of the Perolas-Santana cave system suggests, however, that the catchment area must be larger (25,4 km²) than indicated by this initial interpretation. It is therefore suggested that two adjacent cave systems (Perolas-Santana and Grilo systems) are cannected at depth, in order to balance the annual discharge measured at the Santana cave ressurgence. The following hydrochemical facies have been defined: allogenic surface runoff, fluviokarstic runoff, vadose autogenic fissure seepage, vadose autogenic conduit flow, deep phreatic conduit flow and karst ressurgence flow. The hydrochemistry indicates that the carstification is basically controlled by meteoric water enriched in carbonic acid. Minor dissolution of carbonate by sulphuric acid produced by oxidation of pyrite disseminated in impure limestone is thought to occur in deep flow routes. The modern erosive dynamics of the studied karst has been quantified according to the following parameters: saturation rate in calcite and dolomite of allogenic rivers entering the limestone surface, the seasonality of the saturarion index of the main hydrochemical facies and the rate of limestone surface lowering through dissolution (chemical denudation). The calculated mean chemical denudation rate for the Pérolas-Santana basin is 31.1 \'+ ou -\' 6 mm/ky

O Grupo Rio Pardo (Proterozoico médio a superior) : uma cobertura paraplataformal da margem sudeste do Cráton do São Francisco

A bacia do Grupo Rio Pardo localiza-se na margem sudeste do Cráton do São Francisco, marcando a transição do domínio cratônico para o de faixa dobrada nesta área. O Grupo Rio Pardo inicia-se na base com metapsefitos e psamitos imaturos da Formação Panelinha, depositados em leques aluviais com correntes detríticas subaquáticas, associados a um relêvo acidentado conseqüente do abatimento de blocos e formação de bacias do tipo \"graben\" ou \"hemi-graben\". Sugere-se que a subsidência destes blocos crustais ocorreu devido a um regime tracional da crosta siálica, relacionado provavelmente com a intrusão de diques básicos freqüentes no embasamento da bacia, datados por volta de 1.100 m.a.. Seguiu-se uma fase de calmaria tectônica, com transgressão dos metapelitos, metapsamitos finos e rochas metacarbonatadas com intercalações psamíticas dos Membros Camacã, Água Preta, Serra do Paraíso e Santa Maria, que constituem variações faciológicas laterais da Formação Itaimbé. Os dois primeiros representam um sistema deposicional deltaico, com um fácies proximal de planície deltáica que passa para o frontal mais interno da bacia. Os Membros Serra do Paraíso e Santa Maria correspondem a um depósito de plataforma marinha carbonática com fácies de planície de maré e zonas mais profundas, adjacentes ao sistema deltaico. A Formação Salobro, topo da seqüência do Rio Pardo, com metapsamitos, metapsefitos imaturos, é produto de uma fase epirogenética do embasamento, com reativação de falhamentos normais, que produziram um relevo emerso, que condicionou a erosão parcial das unidades subjacentes, alimentando fluxos detríticos subaquáticos com caráter turbidítico. A estratigrafia aqui apresentada, com somente três formações, difere das várias colunas recentemente propostas, com no mínimo cinco formações, devido às evidências de importantes variações faciológicas e repetições tectônicas. Compartimentou-se a bacia do Grupo Rio Pardo em duas ) unidades litoestruturais. A unidade litoestrutural 1 abrange o setor nordeste da bacia, sendo limitada a sudoeste pela falha inversa Rio Pardo - Água Preta de direção NW-SE e vergência para NE. Caracteriza um bloco antóctone com dobramentos abertos e clivagem ardosiana a norte, que se intensificam no sentido SW, através da presença de megadobras inversas e xistosidade, associadas a primeira fase de deformação. Esta causou um encurtamento de no máximo 15% na cobertura metassedimentar. A unidade lito-estrutural 2 inicia-se a sudoeste da falha inversa Rio Pardo - Água Preta, caracterizando um bloco sub-autóctone com dobramentos fechados relacionados principalmente à segunda fase de deformação e com transporte tectônico para NE. O encurtamento devido à segunda fase foi avaliado em 35% a 40%, o que condicionou um descolamento generalizado da cobertura metassedimentar deste bloco. Registrou-se, localmente nesta unidade, um terceiro evento deformacional com vergência ENE e dobras locais de terceira fase, sendo consequüente da tectônica compressiva de blocos do embasamento ao longo de falhamentos inversos NS na borda oeste da bacia e localmente no inerior da mesma. O metamorfismo da bacia está associado à primeira fase de deformação, sendo crescente de NE para SW, desde o grau incipiente, atingindo o grau fraco na unidade litoestrutural 2, caracterizando um metamorfismo regional intermediário do tipo Barroviano na zona da clorita e biotita. A idade máxima do Grupo Rio Pardo foi restringida a cerca de 1.100 m.a. (final do Proterozóico Médio), sendo a idade de 550 m.a. mínima, correspondendo ao metamorfismo do ciclo Brasiliano. Em função da ausência de magmatismo, das características litológicas e estruturais da bacia, conclui-se que o Grupo Rio Pardo constitui uma cobertura cratônica gerada no final do proterozóico Médio e início do Superior, num regime paraplataformal do cráton do São Francisco). Posteriormente sofreu parcialmente a tecnogênese brasiliana, associada à instalação da faixa de dobramentos Araçuaí, adjacente à borda sudeste do cráton. Nesta fase, a bacia do Grupo Rio Pardo insere-se num contexto de antepaís em relação à faixa Aracuaí. O limite geológico do cráton do São Francisco nesta área foi traçado ao longo da falha inversa Rio Pardo - Água Preta que limita o domínio de faixa dobada da região considerada pericratônica a cratônica a unidade lito-estrutural 2 pertence portanto à Faixa Araçuaí. No contexto do cráton do São Francisco, correlacionou-se as Formações Salobro e Bebedouro, em função de suas semelhantes litológicas e devido à presença de ambas de uma importante discordância erosiva, conseqüente de uma fase epirogenética generalizada do cráton no final do Proterozóico Médio. Esta discordância marca o topo do Grupo Chapada Diamantina e a base da Formação Bebedouro na cobertura do cráton (distante do Rio Pardo de 240 Km), como também das unidades correlatas no domínio da faixa Araçuaí. Desta forma, as Formações Panelinha e Itambé são correspondentes, estratigraficamente, às unidades superiores do Grupo Chapada Diamantina e Supergrupo Espinhaço. Em relação à unidade da Faixa do Congo Ocidental, que constituiu juntamente com a Faixa Araçuaí um orógeno brasiliano/pan-africano intracontinental com vergência centrífuga, o Grupo Rio Pardo é correlacionado aos Grupos Sansikwa e Haut Shiloango, ou a parte superior do Supergrupo Mayombiano e parte inferior ao Supergrupo Oeste Congoliano.The proterozoic Rio Pardo Group, located in the southeastern part of Bahia State, begins with the immature coarse clastics of the Panelinha Formation, formed by alluvial fans and subaqueous debris flows. The subsidence of its granulitic basement resulted probably from tractional stress in the crust, with associated normal faulting and intrusion of basic dikes. These are at least 1.100 My old, from the radiometric evidence. The overlying Itaimbé Formation is related to a transgression during a period of low tectonic activity. It is made up of the Camacã (metapelites with local carbonates), Água Preta (fine metapsamites and local carbonates), Serra do Paraíso and Santa Maria (metapsamites interstratified with metacarbonates) Members. The general environent seems to have been a deltaic system adjacent to a marine carbonate platform, with tidal flats and shallow marine siliclastic facies. The Salobro Formation consists of immature coarse and local fine clastic rocks, disconformably overlying the Itaimbé Formation. The rocks were mainly deposited as subaqueous debris flows with local turbidites, within a submarine fan system. The three fold stratigraphy here proposed for the Rio Pardo Group, differs from the already existent stratigraphic columns, all them with at least five formations. This is due to the recognition of important lateral facies variations, as well as tectonic repetitions of the sequences, as described in the present work. Two litho-structural units can be described for the Rio Pardo Group, the first one occupying the northeastern part of the basin, and the second in the southwestern part of the basin, the limit between them being clearly marked by the Rio Pardo-Água Preta inverse fault, trending NW-SE and dipping southwesterly. The first unit is autochthonous, displaying open folds and slaty cleavage, but grading southwesterly into large overturned folds with axial plane schistosity. This unit is monophasic and exhibits tectonic shortening of 15%. The second unit is polyphasic and exhibits large folds with a northeastern vergence. Tectonic shortening of about 40% is produced mainly during the second and most important deformational phase. A third folding phase is locally conspicuous, displays a E-NE vergence, and increases in intensity towards the western border of the basin. Regional metamorphism of the Rio Pardo Group is associated with the first phase of folding, and can be described as an intermediate Barrowian type in the chlorite and biotite zone. A lower limit to the depositional age of the Rio Pardo Group is given by some radiometric determinations on basic dikes intruding the basement, which yielded apparent K-Ar ages of about 1.100 My. The upper limit is set by Rb-Sr ages of about 550 My, which correspond to the late tectonic phases of the Brasiliano orogeny. On the basis of structural pattern and absence of magmatism, the Rio Pardo Group can be classified as a cratonic cover, whose sedimentation occured during a paraplataformal stage of the São Francisco craton. It was affected by intense tectonism due to the development of the Araçuaí fold belt, at the southeastern border of the craton. Moreover, the Rio Pardo-Água Preta fault is here assumed as the tectonic boundary between the São Francisco craton and the Araçuaí folded belt, which means that, in the author\'s opinion, the south-western part of the Rio Pardo Group, tectonized and regionally metamorphosed, really belongs to the Araçuaí belt of the Brasiliano orogeny. In the context of the São Francisco craton, the Salobro Formation can be correlated, on the basis of lithologic similarities, with the Bebebdouro Formation. The both began upon an important disconformity, probably due to a regional epeirogenes of the craton in the late Proterozoic. The Panelinha and Itaimbé Formations of the Rio Pardo Group are here considered as stratigraphically equivalent to the upper Chapada Diamantina Group and upper Espinhaço Supergroup. The Rio Pardo Group can also be correlated either with the Sanksikwa and Haut Shiloango Groups of the West Congo Belt (Africa), or with the upper part of the Mayombe Supergroup and the lower unit of the West Congolian Supergroup

O Grupo Rio Pardo (Proterozoico médio a superior) : uma cobertura paraplataformal da margem sudeste do Cráton do São Francisco

A bacia do Grupo Rio Pardo localiza-se na margem sudeste do Cráton do São Francisco, marcando a transição do domínio cratônico para o de faixa dobrada nesta área. O Grupo Rio Pardo inicia-se na base com metapsefitos e psamitos imaturos da Formação Panelinha, depositados em leques aluviais com correntes detríticas subaquáticas, associados a um relêvo acidentado conseqüente do abatimento de blocos e formação de bacias do tipo \"graben\" ou \"hemi-graben\". Sugere-se que a subsidência destes blocos crustais ocorreu devido a um regime tracional da crosta siálica, relacionado provavelmente com a intrusão de diques básicos freqüentes no embasamento da bacia, datados por volta de 1.100 m.a.. Seguiu-se uma fase de calmaria tectônica, com transgressão dos metapelitos, metapsamitos finos e rochas metacarbonatadas com intercalações psamíticas dos Membros Camacã, Água Preta, Serra do Paraíso e Santa Maria, que constituem variações faciológicas laterais da Formação Itaimbé. Os dois primeiros representam um sistema deposicional deltaico, com um fácies proximal de planície deltáica que passa para o frontal mais interno da bacia. Os Membros Serra do Paraíso e Santa Maria correspondem a um depósito de plataforma marinha carbonática com fácies de planície de maré e zonas mais profundas, adjacentes ao sistema deltaico. A Formação Salobro, topo da seqüência do Rio Pardo, com metapsamitos, metapsefitos imaturos, é produto de uma fase epirogenética do embasamento, com reativação de falhamentos normais, que produziram um relevo emerso, que condicionou a erosão parcial das unidades subjacentes, alimentando fluxos detríticos subaquáticos com caráter turbidítico. A estratigrafia aqui apresentada, com somente três formações, difere das várias colunas recentemente propostas, com no mínimo cinco formações, devido às evidências de importantes variações faciológicas e repetições tectônicas. Compartimentou-se a bacia do Grupo Rio Pardo em duas ) unidades litoestruturais. A unidade litoestrutural 1 abrange o setor nordeste da bacia, sendo limitada a sudoeste pela falha inversa Rio Pardo - Água Preta de direção NW-SE e vergência para NE. Caracteriza um bloco antóctone com dobramentos abertos e clivagem ardosiana a norte, que se intensificam no sentido SW, através da presença de megadobras inversas e xistosidade, associadas a primeira fase de deformação. Esta causou um encurtamento de no máximo 15% na cobertura metassedimentar. A unidade lito-estrutural 2 inicia-se a sudoeste da falha inversa Rio Pardo - Água Preta, caracterizando um bloco sub-autóctone com dobramentos fechados relacionados principalmente à segunda fase de deformação e com transporte tectônico para NE. O encurtamento devido à segunda fase foi avaliado em 35% a 40%, o que condicionou um descolamento generalizado da cobertura metassedimentar deste bloco. Registrou-se, localmente nesta unidade, um terceiro evento deformacional com vergência ENE e dobras locais de terceira fase, sendo consequüente da tectônica compressiva de blocos do embasamento ao longo de falhamentos inversos NS na borda oeste da bacia e localmente no inerior da mesma. O metamorfismo da bacia está associado à primeira fase de deformação, sendo crescente de NE para SW, desde o grau incipiente, atingindo o grau fraco na unidade litoestrutural 2, caracterizando um metamorfismo regional intermediário do tipo Barroviano na zona da clorita e biotita. A idade máxima do Grupo Rio Pardo foi restringida a cerca de 1.100 m.a. (final do Proterozóico Médio), sendo a idade de 550 m.a. mínima, correspondendo ao metamorfismo do ciclo Brasiliano. Em função da ausência de magmatismo, das características litológicas e estruturais da bacia, conclui-se que o Grupo Rio Pardo constitui uma cobertura cratônica gerada no final do proterozóico Médio e início do Superior, num regime paraplataformal do cráton do São Francisco). Posteriormente sofreu parcialmente a tecnogênese brasiliana, associada à instalação da faixa de dobramentos Araçuaí, adjacente à borda sudeste do cráton. Nesta fase, a bacia do Grupo Rio Pardo insere-se num contexto de antepaís em relação à faixa Aracuaí. O limite geológico do cráton do São Francisco nesta área foi traçado ao longo da falha inversa Rio Pardo - Água Preta que limita o domínio de faixa dobada da região considerada pericratônica a cratônica a unidade lito-estrutural 2 pertence portanto à Faixa Araçuaí. No contexto do cráton do São Francisco, correlacionou-se as Formações Salobro e Bebedouro, em função de suas semelhantes litológicas e devido à presença de ambas de uma importante discordância erosiva, conseqüente de uma fase epirogenética generalizada do cráton no final do Proterozóico Médio. Esta discordância marca o topo do Grupo Chapada Diamantina e a base da Formação Bebedouro na cobertura do cráton (distante do Rio Pardo de 240 Km), como também das unidades correlatas no domínio da faixa Araçuaí. Desta forma, as Formações Panelinha e Itambé são correspondentes, estratigraficamente, às unidades superiores do Grupo Chapada Diamantina e Supergrupo Espinhaço. Em relação à unidade da Faixa do Congo Ocidental, que constituiu juntamente com a Faixa Araçuaí um orógeno brasiliano/pan-africano intracontinental com vergência centrífuga, o Grupo Rio Pardo é correlacionado aos Grupos Sansikwa e Haut Shiloango, ou a parte superior do Supergrupo Mayombiano e parte inferior ao Supergrupo Oeste Congoliano.The proterozoic Rio Pardo Group, located in the southeastern part of Bahia State, begins with the immature coarse clastics of the Panelinha Formation, formed by alluvial fans and subaqueous debris flows. The subsidence of its granulitic basement resulted probably from tractional stress in the crust, with associated normal faulting and intrusion of basic dikes. These are at least 1.100 My old, from the radiometric evidence. The overlying Itaimbé Formation is related to a transgression during a period of low tectonic activity. It is made up of the Camacã (metapelites with local carbonates), Água Preta (fine metapsamites and local carbonates), Serra do Paraíso and Santa Maria (metapsamites interstratified with metacarbonates) Members. The general environent seems to have been a deltaic system adjacent to a marine carbonate platform, with tidal flats and shallow marine siliclastic facies. The Salobro Formation consists of immature coarse and local fine clastic rocks, disconformably overlying the Itaimbé Formation. The rocks were mainly deposited as subaqueous debris flows with local turbidites, within a submarine fan system. The three fold stratigraphy here proposed for the Rio Pardo Group, differs from the already existent stratigraphic columns, all them with at least five formations. This is due to the recognition of important lateral facies variations, as well as tectonic repetitions of the sequences, as described in the present work. Two litho-structural units can be described for the Rio Pardo Group, the first one occupying the northeastern part of the basin, and the second in the southwestern part of the basin, the limit between them being clearly marked by the Rio Pardo-Água Preta inverse fault, trending NW-SE and dipping southwesterly. The first unit is autochthonous, displaying open folds and slaty cleavage, but grading southwesterly into large overturned folds with axial plane schistosity. This unit is monophasic and exhibits tectonic shortening of 15%. The second unit is polyphasic and exhibits large folds with a northeastern vergence. Tectonic shortening of about 40% is produced mainly during the second and most important deformational phase. A third folding phase is locally conspicuous, displays a E-NE vergence, and increases in intensity towards the western border of the basin. Regional metamorphism of the Rio Pardo Group is associated with the first phase of folding, and can be described as an intermediate Barrowian type in the chlorite and biotite zone. A lower limit to the depositional age of the Rio Pardo Group is given by some radiometric determinations on basic dikes intruding the basement, which yielded apparent K-Ar ages of about 1.100 My. The upper limit is set by Rb-Sr ages of about 550 My, which correspond to the late tectonic phases of the Brasiliano orogeny. On the basis of structural pattern and absence of magmatism, the Rio Pardo Group can be classified as a cratonic cover, whose sedimentation occured during a paraplataformal stage of the São Francisco craton. It was affected by intense tectonism due to the development of the Araçuaí fold belt, at the southeastern border of the craton. Moreover, the Rio Pardo-Água Preta fault is here assumed as the tectonic boundary between the São Francisco craton and the Araçuaí folded belt, which means that, in the author\'s opinion, the south-western part of the Rio Pardo Group, tectonized and regionally metamorphosed, really belongs to the Araçuaí belt of the Brasiliano orogeny. In the context of the São Francisco craton, the Salobro Formation can be correlated, on the basis of lithologic similarities, with the Bebebdouro Formation. The both began upon an important disconformity, probably due to a regional epeirogenes of the craton in the late Proterozoic. The Panelinha and Itaimbé Formations of the Rio Pardo Group are here considered as stratigraphically equivalent to the upper Chapada Diamantina Group and upper Espinhaço Supergroup. The Rio Pardo Group can also be correlated either with the Sanksikwa and Haut Shiloango Groups of the West Congo Belt (Africa), or with the upper part of the Mayombe Supergroup and the lower unit of the West Congolian Supergroup