5. RESULTADOS E DISCUSSÕES
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80 5. RESULTADOS E DISCUSSÕES Neste tópico incialmente serão abordados os resultados referentes ao mapeamento do derrame alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC), discutindo-se sua distribuição espacial e sua relação com as formas de relevo, no final dessa primeira parte as feições estruturais que possivelmente estão influenciando a área de estudo também serão abordadas. Na sequência as características do derrame alterado serão apresentadas com o objetivo de elucidar a sua gênese. 5.1. DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL DE DERRAME ALTERADO NO PLANALTO DE PALMAS (PR)/ ÁGUA DOCE (SC) E O RELEVO DA ÁREA 5.1.1. Aspectos gerais Sobre a Bacia Sedimentar do Paraná individualiza-se Terceiro Planalto Paranaense (SANTOS et al., 2006). Tal unidade morfoescultural insere-se no contexto geológico da Formação Serra Geral. No Paraná esta grande unidade morfoescultural se subdivide em várias subunidades menores (SANTOS et al., 2006). Esculturado sobre as rochas ácidas do Membro Palmas o Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) é uma dessas subunidades (Paisani et al., 2008a). Neste planalto além de rochas ácidas do Membro Palmas, amplamente discutidas na literatura científica (CLEMENTE, 1988; VOLKMER, 1999; NARDY et al., 2002, 2008, entre outros), aflora uma facies de gênese e distribuição geográfica ainda desconhecida, constituindo-se como derrame de rocha completamente alterado. Na paisagem este material aparece sob derrame de rocha sã (PAISANI et al., 2008a). Sendo assim, visando entender o papel dessa litologia na configuração do relevo da área de estudo, como discutido na introdução, realizou-se seu mapeamento. Para isto selecionou-se recorte espacial entre as latitudes S 26º 32’ 24” - S 26º 38’ 24” e as longitudes W 51º 31’ 31” - W 51º 43’ 08” no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC). Tal mapeamento foi executado empregando técnicas de campo e laboratório. Os trabalhos foram direcionados visando mapear as morfologias da área de estudo e entender a sua relação com a litologia, bem como estabelecer os limites de domínio do derrame alterado sob rocha sã na área de estudo. Feições como lineamentos negativos
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5. RESULTADOS E DISCUSSÕES
Neste tópico incialmente serão abordados os resultados referentes ao
mapeamento do derrame alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce
(SC), discutindo-se sua distribuição espacial e sua relação com as formas de relevo, no
final dessa primeira parte as feições estruturais que possivelmente estão influenciando a
área de estudo também serão abordadas. Na sequência as características do derrame
alterado serão apresentadas com o objetivo de elucidar a sua gênese.
5.1. DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL DE DERRAME ALTERADO NO PLANALTO DE
PALMAS (PR)/ ÁGUA DOCE (SC) E O RELEVO DA ÁREA
5.1.1. Aspectos gerais
Sobre a Bacia Sedimentar do Paraná individualiza-se Terceiro Planalto
Paranaense (SANTOS et al., 2006). Tal unidade morfoescultural insere-se no contexto
geológico da Formação Serra Geral.
No Paraná esta grande unidade morfoescultural se subdivide em várias
subunidades menores (SANTOS et al., 2006). Esculturado sobre as rochas ácidas do
Membro Palmas o Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) é uma dessas subunidades
(Paisani et al., 2008a).
Neste planalto além de rochas ácidas do Membro Palmas, amplamente discutidas
na literatura científica (CLEMENTE, 1988; VOLKMER, 1999; NARDY et al., 2002,
2008, entre outros), aflora uma facies de gênese e distribuição geográfica ainda
desconhecida, constituindo-se como derrame de rocha completamente alterado. Na
paisagem este material aparece sob derrame de rocha sã (PAISANI et al., 2008a).
Sendo assim, visando entender o papel dessa litologia na configuração do relevo
da área de estudo, como discutido na introdução, realizou-se seu mapeamento. Para isto
selecionou-se recorte espacial entre as latitudes S 26º 32’ 24” - S 26º 38’ 24” e as
longitudes W 51º 31’ 31” - W 51º 43’ 08” no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
Tal mapeamento foi executado empregando técnicas de campo e laboratório. Os
trabalhos foram direcionados visando mapear as morfologias da área de estudo e
entender a sua relação com a litologia, bem como estabelecer os limites de domínio do
derrame alterado sob rocha sã na área de estudo. Feições como lineamentos negativos
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(rios), lineamentos positivos (relevo), curvas anômalas, entre outras, foram também
mapeadas com o intuito de entender qual o papel da estrutura na formação do relevo da
área de estudo e identificar possíveis atividades neotectônicas.
5.1.2. Geologia Local
O Planalto de Palmas Paraná (PR)/Água Doce (SC) individualiza-se no domínio
geológico da Formação Serra Geral - Membro Palmas. As rochas desse tipo geralmente
ocorrem acima de 1000m de altitude (NARDY et al., 2002), e são divididas em cinco
subgrupos distintos: Clevelândia; Santa Maria; Anita Garibaldi, Caxias do Sul e Jacuí.
O Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) insere-se no subgrupo denominado
Clevelândia, que se estende por área de 4.087 km² ao sul do Estado do Paraná,
aproximadamente de General Carneiro até Clevelândia, com espessura média de 150 m
e volume da ordem de 613 km³ (NARDY et al., 2008).
Nas rochas ácidas do Membro Palmas foram reconhecidos três níveis distintos
(figura 31): o nível inferior ou basal que se caracteriza por apresentar na zona de contato
com o basalto maciço, presença de vesículas e amígdalas, diaclasamento e brechas
epiclásticas, com acamamento ígneo horizontal. O domínio intermediário ou principal
(apresenta as maiores espessuras) se configura como zona maciça com diaclasamento
vertical. O domínio superior ou de topo é o que apresenta a maior diversidade: uma
zona com acamamento ígneo horizontal por vezes contorcido em contato com o
domínio maciço principal: na seqüência se destacam pichestones em forma de lente e
logo acima zona vesicular que constitui a base do basalto maciço que, por vezes, aflora
na superfície (NARDY et al., 2002).
Na área de estudo tem-se uma amplitude altimétrica de mais de 150m, e o que se
observa em campo não possibilita a construção de sequência que se aproxime da
proposta por Nardy et al. (2002). Em campo é possível observar por meio de cortes de
estrada apenas afloramentos de rocha ácida com desplacamento ígneo bem
desenvolvido, característico da porção principal e superior dessa sequência (figura 32).
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Figura 31. Representação esquemática de uma seqüência completa e ideal de rochas ácidas do Membro
Palmas. Fonte: NARDY et al., 2008.
Figura 32. Rocha ácida do Membro Palmas, no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) – topo do
Morro Chato, com desplacamento ígneo bem desenvolvido, característico da porção principal e superior
de uma seqüência de rochas dessa natureza. Fonte: Marga Eliz Pontelli, 2011.
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É comum encontrar em vários cortes de estrada, na área de estudo, derrame
alterado sob rocha ácida sã. Afloramentos com essa característica se distribuem em
altitudes que podem variar de 1200 a 1350 m. Tal litologia aflora tanto na forma de
arco/abóboda sob a rocha sã (figura 33-A) como interdigitando-se com rocha ácida sã
(figura 33-B).
Figura 33. Afloramentos de derrame alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
(A) derrame alterado sob rocha sã com aspecto de arco/abóboda. (B) derrame alterado interdigitando-se
com a rocha sã. Fonte: (A) Marcia Regina Calegari (2011) e (B) Jacson Gosman Gomes de Lima (2011).
O derrame alterado, por vezes aflora direto na superfície, principalmente nas
áreas mais baixas próximas as drenagens, sob o qual desenvolve-se solo raso (figura
34).
Figura 34. (A) Divisor de águas mantido por rocha ácida sã. (B) área próxima ao fundo de vale, onde o
solo se desenvolveu diretamente sob o derrame de rocha alterada. Fonte: Leandro Oliveira, 2012.
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É importante deixar claro que a distribuição do derrame alterado sob rocha sã se
estende além dos limites da área de estudo estabelecida nesta dissertação. Apresenta
distribuição regional, sendo encontrado possivelmente em todo o Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC). O que corrobora para essa inferência é fato de terem sido
identificados afloramentos desta natureza desde as proximidades da cidade de Palmas
(PR) a mais ou menos 26 km a oeste da área de estudo, e também afloramentos de
derrame aletrado 4 km a leste da área de estudo nas proximidades do posto de
combustíveis de Horizonte.
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Como pode ser visto no mapa geológico-geomorfológico da área de estudo
(mapa 1), os relevos residuais na sua grande maioria são mantidos por rocha ácida sã.
Apenas em um relevo residual aflora derrame alterado. Sob o derrame de rocha sã que
mantem os topos em muitos cortes de estrada pode-se observar o derrame alterado, esse
por vezes se estende pela encosta chegando até a drenagem, que em alguns casos se
instalou sobre ele (figura 35) e em outros sobre a rocha sã (figura 36).
Figura 35. Disposição da drenagem em relação às litologias da área de estudo. (A) Bloco diagrama
esquemático mostrando a drenagem estabelecida sobre o derrame alterado. (B) Perfil esquemático
mostrando a drenagem sobre o derrame alterado. 1: topo de morro (relevos residuais). 2: drenagem. 3:
localização do perfil (B) no bloco diagrama (A). 4: derrame alterado. 5: derrame de rocha riolítica sã.6:
nível da água no corte transversal da drenagem.
Figura 36. Disposição da drenagem em relação às litologias da área de estudo. (A) Bloco diagrama
esquemático mostrando a drenagem correndo sobre a rocha sã. (B) Perfil esquemático mostrando um
derrame de rocha alterada entre derrames de rocha sã. 1: topo de morro (relevos residuais). 2: drenagem.
3: localização do perfil (B) no bloco diagrama (A). 4: derrame alterado. 5: derrame de rocha riolítica sã.
Na área de estudo o derrame alterado aflora em altitudes variadas, é possível
encontrar essa litologia tanto nas áreas mais altas acima de 1300 m quanto em áreas
mais baixas com menos de 1250 m de altitude. Desse modo não é possível estabelecer
uma cota padrão em que o derrame alterado aflore. Considerando isso e a presença de
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cobertura superficial que, apesar de delgada, impossibilitou a extrapolação de cota
padrão que pudesse ser inferida como limite de afloramento do derrame alterado, no
mapa geológico-geomorfológico da área de estudo tal derrame é representado na forma
de manchas descontinuas (mapa 1).
Também não foi possível inferir se há controle litológico nas morfologias da
área de estudo (mapa 1). Pois as litologias da área de estudo não têm um padrão de
distribuição. O derrame alterado aflora tanto na encosta quanto no fundo de fale, há
casos em que tal litologia se estende pela encosta e mantem também o leito do rio
(figura 35), e também situações em que o leito do rio é mantido pela rocha sã (figura
36). Contudo, em geral os relevos residuais da área de estudo são mantidos, na sua
grande maioria, pela rocha sã (mapa 1).
Ao analisar a distribuição das manchas de derrame alterado no mapa geológico-
geomorfológico da área de estudo percebe-se que na porção sul do divisor de águas
regional dos sistemas hidrográficos Iguaçu-Uruguai, território pertencente ao município
de Água Doce (SC), tais manchas são mais abundantes em relação à porção norte da
área de estudo, pertencente a Palmas (PR). Isso pode ser justificado pelo fato que, em
Água Doce está sendo ampliado o parque eólico, sendo grande o número de novas
estradas abertas. Com isso ficam expostos inúmeros afloramentos do derrame alterado.
No entanto de maneira geral o derrame alterado distribui-se amplamente pela
área de estudo, tanto a sul quanto a norte (mapa 1). Essa característica permite inferir
que tal litologia está distribuída homogeneamente sob o derrame de rocha sã que
mantêm os relevos residuais. É possível inferir também que abaixo do derrame alterado
há outro derrame de rocha sã (figura 37), em muitos locais a drenagem já dissecou o
derrame alterado e o leito do rio corre sobre a rocha sã (figura 36 e 37).
Figura 37. Disposição da drenagem em relação ao derrame alterado. (A) Leito do rio sobre o derrame
alterado. (B) Leito de rio sobre o derrame de rocha sã que está abaixo do alterado. (C) Relevos residuais
mantidos por rocha sã. 1: Derrame de rocha sã. 2: Derrame alterado. 3: Drenagens.
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Afloramento de rocha sã sob o derrame alterado foi encontrado nas margens da
BR 280, aproximadamente 26 km a oeste da área de estudo (figura 39 - pag.87 em
tamanho A3). A existência desse afloramento confirma que o derrame alterado está
realmente entre dois derrames de rocha sã como inferido anteriormente.
Tal afloramento está localizado entre as coordenadas de latitude S 26º 31’ 53” e
longitude W 51º 58’ 20”, na altitude de 1054 m. A localização geográfica e posição
topográfica desse derrame confirmam também que o derrame alterado encontrado na
área de estudo tem distribuição de fato regional, extrapolando os limites do Planalto de
Palmas (PR)/Água Doce (SC).
Relevos residuais mantidos pelo derrame alterado (RRMDA) na área de estudo
são pouco comuns, foi identificado apenas um topo de morro com essa característica
(RRMDA - mapa 1). Tal relevo residual está inserido na cota de 1320 m (figura 38-B).
Contudo cabe destacar que na região do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC), fora
do recorte espacial da área de estudo, é possível verificar outros relevos residuais
mantidos pelo derrame alterado.
Figura 38. Localização do relevo residual mantido por rocha alterada (RRMDA) em relação ao Morro
Chato na área de estudo. (A) Localização do perfil da figura B. (B) Perfil mostrando a situação altimétrica
do Morro Chato em relação RRMDA. 1: Morro Chato. 2: relevo residual mantido pelo derrame alterado
(RRMDA) 3: drenagem. 4: cota principal de 1300 m. 5: cotas intermediárias.
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Figura 39. Afloramento de derrame alterado sobre derrame de rocha sã nas margens da BR 280. I: derrame alterado. II: derrame de rocha sã.
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Levando em consideração que a maioria dos relevos residuais da área de estudo
são mantidos pelo derrame de rocha sã e em alguns locais o derrame alterado encontra-
se sotoposto, pode-se inferir que no caso do RRMDA (figura 38-A-2) o derrame sã que
estaria sobre ele foi dissecado pela erosão. O Morro Chato (figura 38-A-1) tem seu topo
mantido por rocha ácida sã, abaixo dessa litologia com mais ou menos 20 m de
espessura no local, aparece o derrame alterado. Tal fato corrobora com ideia de que
sobre o RRMDA havia rocha sã.
Tudo o que foi apresentado até aqui possibilita inferir que o derrame alterado
sob rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) situa-se entre dois derrames
de rocha sã. Nos locais em que ele mantem relevos residuais, como no caso do
RRMDA, significa que o derrame sobre ele foi dissecado.
A distribuição da cobertura superficial não é apresentada no mapa geológico-
geomorfológico da área de estudo porque o objetivo desse mapeamento foi estabelecer a
distribuição do derrame alterado, enfocando a sua relação com o derrame de rocha sã
sobre ele. Contudo, de maneira resumida pode-se dizer que a cobertura superficial da
área de estudo é formada principalmente por solos rasos, do tipo Neossolos e
Cambissolos (VOLKMER, 1999). Também podem ser encontrados paleossolos
húmicos enterrados e camadas de sedimentos coluviais, colúvio-aluviais e aluviais que
encontram-se entulhando paleovales secundários (PAISANI et al., 2012).
Por fim, em relação ao papel do derrame alterado na estrutura da paisagem,
verifica-se que este não mantém a superfície II, como se havia considerado. Tal derrame
aflora tanto abaixo de 1200m na superfície III como acima de 1300m superfície I de
Paisani et al. (2008a). Isto demonstra que o derrame alterado extrapola os limites do
Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC), tendo possivelmente distribuição regional.
Contudo, para que se conheçam precisamente os limites regionais e topográficos de tal
litologia é necessária ampliação do mapeamento geológico-geomorfológico.
5.1.3. Relação das formas com a litologia
A área de estudo no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) está situada entre
as coordenadas de latitude S 26º 32’ 24” - S 26º 38’ 24” e longitudes W 51º 31’ 31” - W
51º 43’ 08”. Nesta área as altitudes variam de menos de 1200m a mais de 1300m.
Conforme a classificação hipsométrica de Paisani et al. (2008a) as altitudes < 1200m
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correspondem à superfície III, entre 1201m e 1300m a superfície II e > 1300m a
superfície I (figura 40).
Figura 40. Bloco diagrama da área de estudo no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC). Como
superfícies sugeridas por Paisani et al. (2008).
O relevo em tal área é homogêneo e caracterizado como suave-ondulado. As
declividades são brandas, verificando-se que 76% da área de estudo tem declividade
variando entre 5 e 12%, 19,1% declividades entre 12 e 30%, e acima de 30% de
declividade apenas 2% da área (figura 41).
Figura 41. Mapa de declividade da área de estudo.
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As formas que mais se destacam na paisagem são os relevos residuais (mapa 1).
É de fácil percepção que muitos deles encontram-se alinhados nos divisores de água da
rede de drenagem, constituindo-se como morfolineamentos (mapa 1).
Entre o topo dos relevos residuais e a drenagem em geral formam-se ombreiras
(mapa 1). Estas em alguns locais aparecem mantidas pelo derrame alterado em outros
sobre a rocha sã, demonstrando que sua existência não é controlada pelas diferenças
litológicas.
Em relação as encostas não se observa um padrão predominante, ocorrendo tanto
as retilíneas, quanto côncavas e convexas (mapa 1). Os fundos de vale são em geral
estreitos e de fundo chato, vales em V são encontrados somente nos trechos de rio onde
a declividade é mais acentuada (figura 41).
Uma característica marcante na área de estudo é o grande número de depressões
fechadas, formando pequenos lagos intermitentes (mapa 1). Tais lagos foram
denominadas de dales por Kuller (apud Volkmer 1999). Para a autora sua formação
estaria relacionada à variação no nível do lençol freático.
5.1.4. Comportamento estrutural da área de estudo
De modo Geral, a drenagem na área de estudo mostra-se do centro para norte
subordinada ao sistema hidrográfico do Rio Iguaçu (PR) e do centro para sul ao sistema
hidrográfico do Rio Uruguai (SC). O divisor local desses sistemas corresponde ao
divisor regional marcado pela Serra da Fartura.
Em relação à morfoestruturas, de maneira geral pode-se dizer que o Planalto de
Palmas (PR)/Água Doce (SC) sofreu influência do Arco de Ponta Grossa, pois esta é a
feição que mais influenciou na configuração do relevo e do direcionamento da
drenagem no Estado do Paraná (AB’SABER, 2001). Em relação às estruturas que
influenciaram mais diretamente, sabe-se apenas que toda a região desse planalto
encontra-se no domínio de um eixo de arqueamento negativo mergulhante, de direção
NW (PAIVA FILHO et al. apud VOLKMER; FORTES, 2003), o qual ocasionou
intenso fraturamento de direção NE de alto ângulo (AMARAL; CRÓSTA, 1983). Tal
feição estrutural teria influenciado também a formação do relevo suave-ondulado da
área de estudo, este tipo de relevo é uma resposta aos altos e baixos estruturais regionais
com mergulho de suas camadas para NW e SW e fraturamentos NW-SE (VOLKMER;
FORTES, 2003).
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No Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) as depressões fechadas,
denominadas de dales por Kuller (apud Volkmer e Fortes 2003), são comumente
adjacentes aos lineamentos estruturais de direção NE. Sua ocorrência sugere controle
estrutural na evolução das feições geomorfológicas da região. A presença de
lineamentos estruturais com direção NS, que representam na região desse planalto
trechos retilinizado da drenagem que podem atingir até 10 km de extensão reforça a
ideia de controle estrutural (VOLKMER; FORTES, 2003).
A partir do que foi discutido acima fica evidente que o relevo do Planalto de
Palmas (PR)/Água Doce (SC) sofreu influência estrutural. Essa ideia é totalmente
plausível, pois conforme Saadi (1998), não é possível conceber a existência de porções
da litosfera dotadas de absoluta estabilidade crustal. No entanto, é preciso saber que
estruturas condicionaram a evolução do relevo na área de estudo. Com esse objetivo foi
realizada análise da rede de drenagem buscando reconhecer padrões de drenagem,
feições retilíneas (lineamentos negativos), feições de drenagem anômalas (curvas
isoladas e cotovelos).
O padrão de drenagem predominante na área de estudo é o dendrítico (mapa 2),
apresenta ramos irregulares com origem em diversas direções e variados ângulos de
junção entre os canais principais e tributários. No divisor de águas regional
Iguaçu/Uruguai observa-se também setores cuja drenagem apresenta-se radial centrífuga
(mapa 2). Nesses setores os canais drenam a partir de relevos residuais, formas comuns
na área de estudo.
Com base nos critérios de análise da forma da rede de drenagem propostos por
Soares e Fiori (1976), a área de estudo no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC)
apresenta densidade de textura da drenagem média, sinuosidade dos elementos texturais
de drenagem misto, angularidade média, tropia multidirecional e assimetria fraca. Em
relação a anomalias de drenagem, são comuns trechos retilíneos que constituem
lineamentos negativos, assim como vários cotovelos e curvas anômalas (mapa 2). Tais
anomalias, discordantes do arranjo geral da drenagem, são indicativos de influência
estrutural (SOARES; FIORI, 1976).
Identificou-se 62 curvas anômalas (mapa 2) que, como feições relacionadas a
controle estrutural podem ser indicativos de movimentação tectônica recente ou
inversão do relevo (HOWARD apud VARGAS, 2012). Na área de estudo observa-se
inúmeros paleocanais de 2ª ordem nos divisores de água. Tais paleocanais, segundo
Paisani et al. (2012), indicam que a inversão do relevo é nítida. Cotovelos de drenagem
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são abundantes na área de estudo, tendo sido marcados os 47 cotovelos considerados
mais evidentes (mapa 2). Feições desse tipo são típicas de rios com padrão retangular e
forte controle estrutural (CHRISTOFOLETTI, 1981). Desse modo, o grande número de
curvas anômalas, a existência de paleocanais de 2ª ordem nos divisores de água,
juntamente com os cotovelos de drenagem são fortes indicadores de que a área de
estudo foi ou estaria sendo afetada por movimentação tectônica, ou seja, neotectônica.
Os lineamentos extraídos a partir da drenagem apresentam segmentos métricos a
quilométricos. Estes apresentam heterogeneidade no que concerne à quantidade dos
traços, como pode ser visualizado no mapa de anomalias de drenagem (mapa 2). Na
porção norte da área de estudo, setor cuja drenagem pertence ao sistema hidrográfico do
Rio Iguaçu, a concentração de lineamentos é maior em relação à porção sul da área de
estudo, subordinada ao Sistema Hidrográfico do Rio Uruguai.
As direções dos 80 lineamentos negativos individualizados podem ser
observadas no gráfico de rosetas (figura 42-a). Em relação ao comprimento médio dos
lineamentos, aqueles orientados para NW variam de 785 m a 1240 m, já os orientados
para NE variam de 720 m a 2060 m. Percebe-se que há maior frequência de lineamentos
no quadrante NW (63,21%), principalmente nas direções N 40-50 W (12,64%), N 30-40
W (10,34%), N 50-60 W (9,19%) e N 60-70 W (9,19%). Esses 4 trends somados
correspondem há 41,36% dos lineamentos individualizados na área de estudo. O
número de lineamentos concentrados nesses 4 trends é superior ao número de
lineamentos direcionados para NE (39,71,%).
A orientação predominante dos lineamentos negativos para NW é concordante
com o eixo de arqueamento negativo mergulhante de direção NW, feição estrutural
dominante na região do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) (PAIVA FILHO et
al. apud VOLKMER; FORTES, 2003).
A direção dos lineamentos predominante para NW, na escala da Bacia
Sedimentar do Paraná, pode ser correlacionada com o lineamento tectônico do Rio
Iguaçu, também orientado para NW. Esta grande estrutura está relacionada ao Arco de
Ponta Grossa, feição morfoestrutural que mais influenciou na configuração do relevo e
no direcionamento da drenagem no Estado do Paraná (AB’SABER, 2001).
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Mapa 2. Mapa de anomalias de drenagem na área de estudo.
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Figura 42. Rosetas: (a) lineamentos negativos; (b) orientação dos canais de 1ª ordem; (c) orientação das
juntas das rochas; (d) orientação das falhas inferidas; (e) lineamentos positivos; (f) lineamentos positivos
da porção da porção N da área de estudo; (g) lineamentos positivos da porção S da área de estudo.
De acordo com Volkmer e Fortes (2003) as incisões relacionadas ao Rio Iguaçu,
na área de estudo, constituem indicativos de provável controle tectônico no
retrabalhamento de boa parte dos rios, com orientação em geral para a direção N 50 W.
Tal direção coincide com as direções nas quais se concentram a maior parte dos
lineamentos de drenagem da área de estudo, o que denota que o lineamento tectônico do
Rio Iguaçu é possivelmente a estrutura que exerceu ou exerce maior influência no
direcionamento da drenagem no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
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Para melhor entendimento da influência estrutural na configuração da drenagem
foram obtidas também a orientação dos canais de 1ª ordem (figura 42-b). Estes na área
de estudo mostraram homogeneidade no que se refere às suas orientações, 52,24% deles
estão orientados para o quadrante NW e 47,76% para NE. Contudo, observa-se um
maior destaque dos mesmos no quadrante NW, especialmente nas direções N 60-70 W
(12,92%), N 50-60 W (9,16%) e N 40-50 W (7,91). A análise da direção das drenagens
de 1ª ordem mostra que o esforço mais recente e principal é o de NW. Estas direções
coincidem com as direções predominantes dos lineamentos negativos (figura 42-a), o
que significa que as mesmas estruturas que estão possivelmente condicionando os
lineamentos negativos, controlam também o direcionamento de boa parte dos canais de
1ª ordem.
No entanto o grande número de canais orientados para o quadrante NE, com
destaque para o trend N 70-80 E, pode estar sendo condicionado pelas juntas das
rochas. A rocha do tipo riolito, na área de estudo, apresenta-se intensamente fraturada.
Medições de orientação realizadas em campo mostram que as juntas desse tipo de
rochas estão orientadas predominantemente para NE (figura 42-c).
Apesar de estarem presentes em grande número, não é possível saber se
representam esforços tectônicos ou correspondem a diaclases geradas durante o
resfriamento do magma que gerou as rochas. Tais juntas exibem orientação
predominante para NE (62,55%). Tal informação vai de encontro com o que foi dito por
Amaral e Crosta (1983), quando afirmam que em toda a região desse planalto está
ocorrendo intenso fraturamento de direção preferencial NE de alto ângulo.
A partir da drenagem, com base na metodologia proposta por Sores e Fiori
(1976), foram inferidas possíveis falha na área de estudo. Tais falhas são concordantes
com os lineamentos negativos, estando 66,56% delas orientadas para o quadrante NW,
enquanto 33,44% estão orientadas para NE (figura 42-d). Como pode ser visualizado no
mapa de anomalias de drenagem (mapa 2) a maior parte das falhas inferidas estão
situadas na porção S da área de estudo. Em campo não foi possível identificar falhas
pois o grande número de juntas nos afloramentos de rocha impossibilita verificar
qualquer deslocamento de camadas, os quais seriam bons indicadores de movimentação
de blocos. No entanto, a maioria das falhas inferidas estão orientadas para o quadrante
NW, coincidindo com a orientação preferencial dos lineamentos de drenagem e canais
de 1ª ordem. Isso é mais um elemento que reforça a influência estrutural do lineamento
tectônico do Rio Iguaçu na geomorfologia do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
80
Além dos lineamentos negativos (de drenagem) a partir da fotointerpretação foi
possível verificar que os morros residuais, formas de relevo bastante comuns na área de
estudo, encontram-se alinhados nos divisores de água, constituindo assim lineamentos
positivos. Os alinhamentos de relevo constituem feição bastante saliente, com
disposição retilínea ou levemente curva, e forte estruturação dos elementos de relevo, de
modo geral apresentando conjunto de lineações paralelas que constituem crista simétrica
ou levemente assimétrica (SOARES; FIORI, 1976).
Identificar as direções preferenciais das feições lineares do relevo (positivas),
associando-as à orientação das feições lineares da drenagem (negativas), pode ajudar a
compreender melhor as possíveis influências estruturais na configuração
geomorfológica (SANT’ANNA; SANTOS, 1996; ARAÚJO et al., 2003;
STEPANCÍKOVÁ et al., 2008; NASCIMENTO et al., 2012).
Sendo assim foram obtidas as orientações dos 37 lineamentos positivos
identificados na área de estudo (mapa 1). Desses 62,13% estão orientados para o
quadrante NW e 37,87% para NE (figura 42-e).
Os lineamentos positivos orientados para NW têm classe modal N 50-60 W
(13,51%) e comprimentos médios variando entre 1680 m a 2640 m. Para NE estes
apresentam comprimentos médios variando entre 1860 m e 3000 m e como classe
modal tem-se a direção N 60-70 E (13,51%).
Dos 37 lineamentos de relevo individualizados 59,45% estão distribuídos na
porção N da área de estudo, sistema hidrográfico do Rio Iguaçu (PR). Tais lineamentos
estão orientados principalmente para o quadrante NW (figura 42-f). Para estes tem-se
como classe modal a direção N 50-60 W (22,72%), tal trend é concordante com as
principais direções de orientação dos lineamentos de negativos e também dos canais de
1ª ordem. Os lineamentos de relevo pertencentes ao Sistema Hidrográfico do Rio Iguaçu
tem sua orientação paralela à orientação das drenagens subordinadas ao Rio
Chopinzinho. Tais feições em muitos casos são paralelas aos lineamentos negativos
(mapa 1). Esses positivos são os divisores de água dos afluentes do Rio Chopinzinho
que nascem na área de estudo.
Na porção S da área de estudo, Sistema Hidrográfico do Rio Uruguai, foram
traçados 15 lineamentos positivos, orientados principalmente para o quadrante NE
(figura 42-g).
80
Tais lineamentos têm comprimento médio variando entre 1680 m e 3120 m, e
como classe modal tem a direção N 60-70 E (figura 42-g), para onde estão orientados
26,66% dos lineamentos positivos da porção sul da área de estudo.
Os lineamentos de relevo da porção S, assim como os da porção N constituem
divisores de água. Muitos deles são paralelos às drenagens subordinadas ao Rio
Chapecozinho. Mas ao contrário dos lineamentos positivos da porção N, os quais tem
orientação concordante com o lineamento tectônico do Rio Iguaçu, os da porção S da
área de estudo estão orientados para NE, não coincidindo com a orientação do
lineamento tectônico do Rio Uruguai e nem mesmo do Rio Iguaçu, ambos para NW. A
orientação predominante para NE coincide mais com a disposição das juntas das rochas,
contudo não é possível saber até que ponto estas tem relação com os lineamentos
positivos.
Isso sugere que possivelmente os morros residuais, por constituírem divisores de
água, sendo assim paralelos aos rios, estão orientados mais segundo o eixo de
dissecação dos rios do que ajustados as possíveis influências estruturais. Já a drenagem
no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) apresenta forte concordância direcional
com o lineamento tectônico do Rio Iguaçu orientado para NW, pois tanto os
lineamentos de drenagem quanto os canais de 1ª ordem e as falhas inferidas apresentam-
se orientados principalmente para NW.
Apesar de não ter sido feita uma análise das estruturas tectônicas regionais, é
possível deduzir que na área de estudo os esforços tectônicos foram transcorrentes
(comandados pelo Rio Iguaçu – transcorrência dextral) com componentes verticais.
O movimento dextral do lineamento do Rio Iguaçu pode ser deduzido pela
direção dos seus afluentes (NW), na área de estudo a influência dos lineamentos NW foi
identificada a partir dos gráficos de rosetas (figura 42).
A partir do Mapa Geológico-Geomorfológico da Área de Estudo (mapa 1) com
base na análise das curvas dos rios percebeu-se diversas transcorrências, estas
constituem grandes lineamentos que cortam a área de estudo na direção NW e
coincidem com o afloramento do derrame alterado (mapa 1). É possível perceber que a
seção SS2 parece condicionada por um binário sinestral de direção N-S e cuja falha
passa longitudinalmente pelo morro chato (mapa 1).
Embora o estilo de movimentos tectônicos predominante na área de estudo seja
transcorrente, componentes normais também podem ser constatados. Nesse sentido as
evidencias mais importantes são os paleocanais de 2ª ordem no topo dos morros, bem
80
como as diferentes posições topográficas dos derrames alterados também podem ser
evidencias de falhas normais.
Com base no que foi apresentado até aqui, levando em conta a forte
concordância direcional dos rios na área de estudo, com feições estruturais regionais e o
grande número de anomalias de drenagem (lineamentos, curvas anômalas e cotovelos),
pode-se inferir que a geomorfologia do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC), foi
fortemente influenciada pelo lineamento tectônico do Rio Iguaçu. Como já referido
anteriormente, a presença de grande número de curvas anômalas na rede de drenagem e
paleocanais de 2ª ordem nos divisores de água indicariam que a área de estudo sofreu ou
estaria sofrendo movimentações neotectônicas.
Por fim, cabe salientar que apesar do grande número de indicadores de
influência estrutural, não é possível estabelecer blocos morfoestruturais homólogos na
área de estudo, pois esta apresenta grande homogeneidade no que concerne à
distribuição das anomalias identificadas.
5.2. CARACTERIZAÇÃO DO DERRAME ALTERADO SOB ROCHA SÃ
Para caracterização do derrame alterado sob rocha sã presente no Planalto de
Palmas (PR)/Água Doce (SC), foram estabelecidas duas seções guia, denominadas SS1
e SS2 (figura 30)
5.2.1. Seção SS1
A seção SS1 se localiza em corte de estrada na BR-280 na divisa de Água Doce
(SC) e Palmas (PR), entre as coordenadas S 26º 34’ 38” / W 51º 42’ 38”.
Topograficamente situa-se entre as cotas de 1200 e 1300m, que correspondem à
remanescente de superfície incompletamente aplainada II (PAISANI et al., 2008a). Tal
seção tem extensão lateral de 15,1 m e altura de 8,1 m (figura 43).
80
Figura 43. Seção SS1. Litofácies encontradas na área de estudo. I: Rocha riolítica fraturada. II: derrame
alterado.
Nessa seção pode-se observar camada de rocha sã riolítica sobre derrame de
rocha completamente alterado. Por meio das características físicas e estruturais dos
materiais descritos em campo, foi possível individualizar quatro volumes ao longo da
seção (figura 44).
Figura 44. Desenho esquemático da seção SS1. I...IV: volumes individualizados. A5...A1: localização
das amostras coletadas para granulometria e DRX na seção. (1) Blocos paralelepípedos < que 30 cm. (2)
Blocos paralelepípedos > 30 cm. (3) Finas fraturas irregulares preenchidas por material de alteração
branco a rosado. (4) Veios e lentes de zeólita caulinizada. (5) Linhas de subdivisão do volume I. (6)
Estruturas arredondadas e alongadas que podem ser fenocristais caulinizados, calcedônia ou feldspatóides
alterados.
O volume I tem espessura média de 4,3 m, é constituído de rocha ácida riolítica
halohialina, afanítica e equigranular, de cor marrom amarelada (10YR 6/2), fraturada
vertical e horizontalmente, formando blocos de tamanhos variados. Tais blocos podem
ser divididos em dois grupos, maiores e menores que 30 cm (figura 44). As fraturas
verticais apresentam densidade de 3 fraturas.m-² e as horizontais 10 fraturas.m
-². Neste
volume não foi realizada análise granulométrica, pois trata-se de rocha não alterada.
A partir de 4,3 m a rocha fraturada vertical e horizontalmente dá lugar a material
totalmente alterado e levemente ácido (com pH 5), de textura média (quadro 4) e cor
80
marrom clara (7.5YR 6/4). Esse material apresenta estrutura maciça no perfil que,
quando coletado, a amostra fragmenta-se em blocos, variando de angulares a
prismáticos. Tais blocos se quebram com facilidade, desagregando-se completamente
sob a pressão dos dedos. O material do volume II (figura 44) apresenta textura sedosa,
consistência macia quando seco e solta com umidade. Quando molhado mostra-se
pouco plástico e pouco pegajoso. Os dados granulométricos indicam textura média
(quadro 4).
No volume III o material apresenta cor marrom (7.5YR 5/4), e a principal
mudança em relação ao volume II é a presença, em pequenas proporções, de material de
cor branca provavelmente de constituição zeólita, na forma de veios e lentes (figura 44-
4). O pH de 4,9 do material desse volume é bem próximo do apresentado pelo volume
anterior. A estrutura apresenta pequena variação em relação ao volume II, quando
coletada quebra-se em blocos que variam de sub-angulares a angulares, e a textura muda
para siltosa (quadro 4). A consistência do material é macia quando seco, passando a
solto com umidade e pouco plástico e pouco pegajoso quando molhado.
Quadro 4. Dados granulométricos (%) da seção SS1.
Volume Argila total Silte total Areia Total Classificação
EMBRAPA
(1997)
II 26% 35% 38% Textura média
III 33% 65% 2% Textura siltosa
Transição III -
IV
26% 64% 10% Textura siltosa
AMV* 12% 70% 18% Textura siltosa
AMB** 8% 90% 2% Textura Siltosa
*Amostra de material vermelho do volume IV. **Amostra de material branco do volume IV.
A partir dos 5,25 m de profundidade individualiza-se o volume IV (figura 44).
Este é levemente ácido, com pH entre 5,4 e 5,5, e com características macroscópicas
que permitem individualização de dois materiais distintos. Uma massa de cor vermelha
(7.5YR 5/3), textura siltosa (quadro 4) e estruturas menores de 2 mm, que variam de
alongadas à arredondadas (figura 44-6) de material siltoso branco (5Y 8/1), perfazendo
em média 35% do material do volume. Outra característica é a presença de fraturas com
espessuras menores que 10 mm, orientadas em diversas direções, preenchidas por
material também de coloração branca e textura siltosa (figura 44-3). Nessas fraturas
também encontra-se material de coloração escura, provavelmente de constituição óxido
80
de manganês. Quando coletado o material desse volume se desfaz em blocos sub-
angulares, apresentando a mesma consistência do volume III.
5.2.1.1. Atributos da mineralogia da fração argila (seção SS1)
Existem técnicas de análise especificas que podem auxiliar na caracterização de
determinado tipo de material alterado. Um bom exemplo é a técnica de difratometria de
raios-X (DRX), que tem por finalidade principal identificar os argilominerais presentes
na fração argila do material analisado (RESENDE, 2005).
Desse modo, com o objetivo de caracterizar a mineralogia de argila da seção
SS1 e entender os processos envolvidos na sua gênese, foram submetidas amostras de
material dos volumes individualizados nesta seção à DRX.
Os minerais identificados nos difratogramas tiveram sua ocorrência e associação
determinadas a partir de pesquisa bibliográfica em dissertações, teses, artigos científicos
e bancos de dados online, a exemplo foram usados o Banco de Dados de Minerais da
UNESP (www.unesp.com.br), dos sites www.mineralienatlas.de,
www.handbookmineralogy.com e mindat.org. Tais bancos de dados foram mais uteis
principalmente quando discutiu-se a mineralogia da seção SS2.
A amostra do volume II da seção SS1 foi coletada entre 4,1 m e 4,2 m de
profundidade no perfil (figura 44–A5). O material desse volume, submetido à
difratometria de raio-X de argila tanto nos tratamentos natural, quanto glicolado e
calcinado apresenta comportamento similar, não aparecendo picos representativos de
minerais secundários bem cristalizados. Ocorrendo apenas picos de quartzo (figura 45).
80
Figura 45. DRX da amostra coleta no volume II da seção SS1entre 4,1 m e 4,2 m (A5). Qz: quartzo.
O mineral quartzo já foi identificado tanto em perfis de alteração supérgena de
rochas basálticas na região nordeste do Planalto Sul-Riograndense (KAMPF; KLAMT,
1978), como em horizontes de alteração supérgena na região de Palmas-PR, onde
predomina rocha ácida. Na região de Palmas-PR foi considerado de origem secundária
através da análise por microscopia eletrônica de varredura (CLEMENTE, 2001).
Contudo, o mineral quartzo é também comum em sistemas hidrotermais epitermais
tanto de sulfetação baixa (low sulfidation) como de sulfetação alta (high sulfidation),
sendo estável em condições hidrotermais em temperaturas acima de 150º C (WHITE;
HEDENQUIST, 1995). Nesse tipo de sistema hidrotermal o estágio de alteração dos
minerais é o propilítico, com assembleia mineralógica típica formada por epidoto,
calcita, caulinita, esmectita, clorita, serpentina. Em adição a esses minerais podem
aparecer também quartzo, albita, K-feldspato e sericita (BURNHAM, 1962).
No volume III o material submetido ao DRX foi coletado entre 4,7 m e 4,8 m de
profundidade (figura 44-A4), O material desse volume apresentou na análise ao natural
e glicolada, além de picos bem desenvolvidos de cristobalita e quartzo, também baixos
reflexos de caulinita e baixíssimos de ilita/esmectita (figura 46). Ao ser calcinado o
material mantém os reflexos bem desenvolvidos de cristobalita e muito baixo de quartzo
(figura 46).
80
Figura 46. DRX de amostra coleta no volume III da seção SS1entre 4,7 m e 4, 8 m (A4). I/E:
ilita/esmectita. Ca: caulinita. Cr: cristobalita. Qz: Quartzo.
A cristobalita é mineral primário da família da sílica, que pode se apresentar no
tamanho argila (Clemente, 2001). Em relação à alteração hidrotermal a cristobalita
primária indica rochas alteradas por último e pelos fluidos de mais baixa temperatura,
este mineral é estável entre 100º C e 150º C, aparecendo naqueles depósitos mais
afastados da fonte de fluído quente (WHITE; HEDENQUIST, 1995). Caulinita foi
identificada em perfis de alteração supérgena estudados por Clemente (1988) e Volkmer
(1999) na região de Palmas (PR). Esse autores interpretam a presença da caulinita como
intemperismo não muito intenso, indicativo de hidrólise parcial (monossialitização).
Contudo, a caulinita é um argilomineral comum não só como produto residual do
intemperismo supérgeno, mas também do hidrotermal (BURNHAM, 1962; TARDY,
1993). Em sistemas hidrotermais epitermais a caulinita é um mineral formado em
condições de relativa acidez, sendo comum em sistemas do tipo sulfetação alta (high
sulfidation). Contudo, em sistemas do tipo sulfetação baixa (low sulfidation) também
podem aparecer, mas com menos frequência. Este mineral é estável em ampla faixa de
temperatura, que se estende de 300º C a menos de 100º C (WHITE; HEDENQUIST,
1995). Em depósitos onde o estágio de alteração dos minerais é o propilítico a caulinita
pode estar presente, associada a outros minerais como descrito anteriormente. O
interestratificado ilita/esmectita é estável em sistemas epitermais em temperaturas entre
150º e 200º C. Em sistemas hidrotermais desse tipo seria uma transição entre a faixa de
80
estabilidade da esmectita (estável em temperaturas menores que 150º C) e a ilita, estável
em temperaturas entre 200º e 300º C. (WHITE; HEDENQUIST, 1995).
Em 5,25 m de profundidade, no contato entre o volume III e IV, foi coletada
amostra para difratometria (figura 44-A3). Tanto na análise natural quanto glicolada e
calcinada o material apresentou resultados muito parecidos, com reflexos agudos de
cristobalita e baixíssimos reflexos de ilita (figura 47).
Figura 47. DRX de amostra coleta no contato entre o volume III e IV da seção SS1 em 5,25 m de
profundidade (A3). I: ilita. Cr: cristobalita.
Do volume IV duas amostras foram submetidas ao DRX, uma coletada em 5,4 m
e outra em 6,4 m de profundidade (figura 44-A2 e A1). Em 5,4 m o material submetido
ao DRX de forma natural apresentou resultados semelhantes ao material glicolado,
exceto pela inexistência de esmectita (figura 47). Glicolado o material apresentou
reflexo agudo de cristobalita, bem como baixíssimos reflexos de esmectita, ilita e
quartzo. A amostra calcinada revelou reflexo agudo de cristobalita e baixos reflexos de
quartzo (figura 48). Aos 6,4 m de profundidade, o material apresentou baixos reflexos
de ilita e quartzo na análise calcinada, baixos reflexo de esmectita, ilita e quartzo no
tratamento glicolado e ao natural (figura 49).
80
Figura 48. DRX de amostra coleta no volume IV da seção SS1 em 5,4 m de profundidade (A2). Cr:
cristobalita. E: esmectita. I: ilita. Qz: quartzo.
Ilita e esmectita já foram registradas em alteração de riolitos da região de Palmas
(PR) por Clemente (2001, 1988), e na região de Santa Maria (RS) por Menegotto e
Gasparetto (1987). Contudo, esmectita também foi encontrada em perfis de alteração de
rochas básicas, entre Vacaria e Lagoa Vermelha (RS) e Lages (SC) (OLIVEIRA et al.,
1998). Ilita é um argilomineral comumente encontrado em estágios iniciais da alteração
de feldspatos potássicos, enquanto a esmectita aparece em estágios de intemperismo um
pouco mais intenso (MEUNIER, 2005).
Em relação à alteração hidrotermal, ilita e esmectita são argilominerais comum
em sistemas epitermais de baixa sulfetação, a ilita é estável entre 200º e 300º C e a
esmectita em temperaturas inferiores a 150º C (WHITE; HEDENQUIST, 1995). Esses
dois minerais são comuns em depósitos hidrotermais cujo estágio de alteração
dominante é o propilítico (BURNHAM, 1962). Ilita e esmectita foram encontradas em
zonas de alteração hidrotermal localizadas mais ou menos entre 814 e 1020m de
profundidade no Sistema Hidrotermal Tusla, no Çanakkale – Turquia (SENER;
GEVREK, 2000). Segundo esses autores ilita e esmectita indicam que o fluido
geotermal que provocou a alteração hidrotermal tinha temperaturas variando entre 150 e
220º C, informação que vai de encontro com as de White e Hedenquist (1995).
Recentemente ilita associada à clorita foi encontrada por meio de DRX em zona de
alteração distal e intermediária no leste de Mindanao, nas Filipinas (SONNTAG et al.,
2012).
80
Figura 49. DRX de amostra coleta no volume IV da seção SS1 em 6,4 m de profundidade (A1). E:
esmectita. I: ilita. Qz: quartzo.
De modo geral, percebe-se que nos materiais que integram os volumes
identificados na seção SS1 o quartzo aparece em todos os volumes, a cristobalita
predomina no volume III e IV e na transição entre esses volumes, a ilita a esmectita
aparecem predominantemente no volume IV, já o interestratificado ilita/esmectita e a
caulinita somente no volume III (quadro 5).
Quadro 5. Minerais identificados na seção SS1.
Volumes SS1- amostras Minerais identificados
II-A5 Qz
III-A4 I/E, Ca, Cr, Qz
Transição III e IV-A3 I, Cr
IV-A2 E, I, Cr, Qz
IV-A1 E, I, Qz Qz: quartzo. I/E: interestratificado ilita/esmectita. Ca: caulinita. Cr: Cristobalita. I: ilita. E: esmectita.
5.2.1.2. Geoquímica do material alterado (Seção SS1)
A seção SS1 caracteriza-se por apresentar sob rocha sã derrame de material
completamente alterado. Nesse derrame foram individualizados, a partir de
características macroscópicas, três volumes (figura 44). Por meio de análise de
fluorescência de raio-X (FRX) realizou-se a caracterização geoquímica de todos os
volumes de material alterado da seção SS1 (figura 44). As amostras SS1-A5, SS1-A4,
SS1-A3, SS1-A2 e SS1-A1 foram coletadas, respectivamente, no volume II, III, na
transição do volume III para o IV, no centro e na base do volume IV (tabela 1).
80
Tabela 1. Dados geoquímicos dos volumes individualizados na seção SS1.
ATP SS1-A5 SS1-A4 SS1-A3 SS1-A2 SS1-A1
SiO2 70,24 72,49 53,57 47,15 57,61 65,68
TiO2 0,78 1,072 1,254 1,332 1,170 1,101
Al2O3 12,12 9,83 23,87 26,61 20,24 15,91
Fe2O3 5,43 7,98 9,14 9,88 8,68 8,13
MnO 0,088 0,083 0,065 0,667 0,298 0,215
MgO 0,73 0,65 0,60 1,31 1,76 1,14
CaO 1,9 0,22 0,07 0,08 0,10 0,13
Na2O 2,67 0,39 <0.02 <0.02 <0.02 <0.02
K2O 4,8 1,88 0,08 0,10 0,07 0,20
P2O5 0,21 0,235 0,145 0,106 0,034 0,075
SS1-A5...SS1-A1: identificação das amostras na seção SS1. (ATP) Ácida Tipo Palmas –
Subgrupo Clevelândia segundo Nardy et al. (2008) química média de 6 amostras.
Os teores dos elementos químicos da rocha ácida sã da área de estudo que está
sobre o material alterado já são amplamente conhecidos. Na literatura científica é
possível encontrar inúmeros trabalhos que apresentem esses dados. Sendo assim como
referência utilizou-se os dados de Nardy et al. (2008) para as rochas ácidas inalteradas
do Membro Palmas – Subgrupo Clevelândia, no qual se insere o Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC) (tabela 1-ATP).
Analisando a fórmula química dos minerais presentes nas rochas ácidas do
Membro Palmas, percebe-se que o SiO2 é o óxido mais abundante nesse tipo de rocha,
estando vinculado principalmente ao quartzo. O Al2O3 é o segundo elemento mais
abundante no riolito, sua ocorrência está relacionada aos plagioclásios, feldspato-K e
piroxênios. TiO2 ocorre na rocha como Ti-magnetita e o Fe2O3 está presente nos
piroxênios, mas principalmente associado a magnetita. MnO ocorre em pequena
quantidade no riolito como parte da composição química piroxênios (augitas e ferro-
augitas). Os elementos K2O e Na2O estão vinculados aos feldspatos-K, o CaO
relaciona-se particularmente aos plagioclásios, podendo estar presente no piroxênios
mais cálcicos e a ocorrência de MgO está mais restrita aos piroxênios. O P2O5 ocorre
em pequena quantidade na rocha ácida, associado à apatita (VOLKMER, 1999).
A partir de análise geral dos teores dos elementos químicos do material alterado
em relação à rocha sã (riolito) observa-se que houve enriquecimento relativo de TiO2,
Al2O3 e Fe2O3 em detrimento da perda de SiO2 (figura 50). Isso pode ser inferido
porque como pode ser observado na tabelas 1, nas amostras de material alterado quanto
menor o teor de SiO2 maior o teor dos outros três elementos citados. Esse é um
comportamento comum de alteração supérgena (RUXTON, 1968; LACERDA et al,
80
2002). Contudo, em sistemas de alteração hidrotermal isso também pode ocorrer
(BURNHAM, 1962; SENER; GEVREK; 200).
Figura 50. Variação dos teores de SiO2, Al2O3, Fe2O3 e TiO2.
Em relação ao SiO2 apenas o volume II da seção SS1 (figura 50–SS1-A5)
apresentou teores maiores que os encontrados no riolito. Esse enriquecimento de SiO2
pode ser relativo e estar relacionado a perda de Al2O3 que no material alterado desse
volume é de 9,83% em relação a 12,12% na rocha ATP (tabela 1). O maior teor de sílica
no volume II possivelmente esta relacionado à presença do quartzo, conforme
identificado pela análise de mineralogia de argila (figura 45).
No que diz respeito aos cátions básicos (CaO, Na2O, MgO e K2O) nos volumes
II e III da seção SS1 (figura 44) estes elementos apresentam teores menores que da
rocha sã (figura 51–SS1-A5 e SS1-A4). Nos sistemas de alteração supérgena esses
elementos são os mais solúveis, em geral são os primeiros a serem lixiviados
(RUXTON, 1968). A exceção na seção SS1 está no volume IV (figura 50), onde apesar
dos elementos CaO, Na2O e K2O já terem sido amplamente lixiviados (tabela 1–SS1-
A3, SS1-4, SS1-A5) com teores bem baixos, houve enriquecimento relativo de MgO em
relação a rocha sã (figura 51). Esse elemento químico conforme a ordem de perda dos
constituintes proposta por Palynov (1937) apud Lacerda et al. (2002) é mais solúvel que
o potássio. Sendo assim, os teores maiores de MgO devem estar possivelmente
relacionados a existência de esmectita identificada pelo DRX (figuras 48 e 49). A
esmectita é o único dos minerais identificados que pode conter mesmo em pequena
80
quantidade MgO (SENER; GEVREK, 2000) retido entre suas camadas (BURNHAM,
1962). Em caso de alteração hidrotermal com estágio de alteração dos minerais
propilítico, em comparação com a rocha parental alterada há geralmente mais CaO
(calcita e epidoto), MgO (clorita e esmectita e dolomita), Na2O (albita) (BURNHAM,
1962). Nesse caso o teor mais elevado de MgO em relação a rocha sã e os demais
cátions básicos são juntamente com a mineralogia, indicador de alteração hidrotermal
propilítica.
Figura 51. Variação dos teores CaO, Na2O, MgO e K2O.
O MnO apresentou teores menores que o da rocha sã no material alterado dos
volumes II e III da seção SS1 (tabela 1-figura 52). No entanto, no volume IV a
quantidade de MnO no material alterado é bem acentuada em relação a rocha sã. Na
amostra SS1-A3 houve acréscimo desse elemento, em cerca de 8 vezes mais (figura 52).
Essa amostra foi coletada na transição dos volumes III e IV da seção SS1, no entanto a
amostras SS1-A2 coletado no centro desse volume e a amostra SS1-A1, na base,
demonstraram teores menores de MnO em relação a amostra SS1-A3, mas também
superiores ao encontrado na rocha sã. O volume IV da seção SS1 (figura 44–3)
macroscopicamente apresenta fissuras preenchidas por material branco e escuro. A este
material escuro foi atribuído, incialmente, possível constituição por óxido de manganês.
Desse modo os terrores de MnO registrados pela FRX possivelmente estão relacionados
a concentração desse elemento nas fissuras existentes no material alterado do volume
IV. Esse elemento pode também fazer parte da composição dos argilominerais
80
identificados pelo DRX nesse volume (ilita e esmectita), pois segundo Sener e Gevrek
(2000) e Borges et al. (2009) a partir de analise de microssonda eletrônica em argilas
demonstraram que o MnO faz parte da composição desses argilominerais encontrados
em alterações hidrotermais.
Figura 52. Variação dos teores de MnO e P2O5.
No que se relaciona ao P2O5, como pode ser observado na tabela 1e na figura
52-SS1-A5, apenas no volume II da seção SS1 (figura 44) esse elemento apresentou
teores levemente maiores que o da rocha sã. Dos minerais identificados por meio do
DRX nesse volume nenhum apresenta relação com o P2O5. Sendo assim, possivelmente
a concentração levemente maior desse elemento no volume II esta relacionada à apatita
residual que por estar presente em pequena quantidade não foi registrada no DRX.
5.2.1.3. Análise micromorfológica da seção SS1
Para análise micromorfológica foram coletadas 5 amostras indeformadas da
seção SS1, a amostra A5 do volume I, A4 da transição do volume I para o volume II,
A3 do volume III e as amostras A2 e A1 do volume IV (figura 53). A partir de tais
amostras foram confeccionadas lâminas delgadas analisadas em microscópio
petrográfico.
80
Figura 53. Desenho esquemático da seção SS1 com localização das análises micromorfológicas. I...IV:
volumes individualizados. A5...A1: localização das análises micromorfológicas na seção. (1) Blocos
paralelepípedos < que 30 cm. (2) Blocos paralelepípedos > 30 cm. (3) Finas fraturas irregulares
preenchidas por material de alteração branco a rosado. (4) Veios e lentes de zeólita caulinizada. (5)
Linhas de subdivisão do volume I. (6) Estruturas arredondadas e alongadas que podem ser fenocristais
caulinizados, calcedônia ou feldspatóides alterados.
O volume I da seção SS1 corresponde a rocha ácida riolítica halohialina,
afanítica e equigranular, de cor marrom amarelada (10YR 6/2), fraturada vertical e
horizontalmente, formando blocos de tamanhos variados como descrito
macroscopicamente. Ao microscópio percebe-se que esta rocha está bastante alterada
em relação à amostra de riolito descrito no anexo I.
Com aumento de 1,25x observa-se fissuras do tipo planar (Prancha 1-a)
(DELVIGNE, 1981). Em relação aos minerais primários encontrados na amostra do
riolito (anexo I), na micrografia do volume I da seção SS1, é possível reconhecer apenas
os minerais opacos. Tais minerais (prancha 1-c), assim como na amostra de riolito do
anexo I tem padrão de alteração do tipo peculiar (peculiar type) (DELVIGNE, 1981).
Segundo Nardy et al. (2008) estes minerais correspondem a magnetita, pois é rara a
ocorrência de ilmenita nas rochas ácidas (CLEMENTE, 1988).
Minerais da família dos feldspatos e piroxênios não foram individualizados no
material do volume I. Apenas estruturas alongadas (prancha 1-b), que lembram ripas de
feldspato podem ser visualizadas dispersas no alteroplasma. Se considerarmos que tais
estruturas poderiam ser plagioclásios intemperizado (prancha 1-b), é evidente que estão
mais alterados que os descritos na amostra de riolito do anexo I. Conforme Clemente
(1988) com o avanço da alteração as finas fraturas (prancha 10-c-d do anexo I) dividem
80
os plagioclásios em algumas fases distintas. Os espaços entre as fissuras são
preenchidos ora por plasma de alteração, ora por partes residuais dos cristais, formando
ilhas do plagioclásio inalterado (prancha 1-b).
Prancha 1. Micrografias de lâmina do volume I da seção SS1 (lâmina A5-figura 59). a) organização geral
dos materiais na lâmina A5, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b) estruturas alongadas que lembram
minerais da família dos feldspatos, aumento 4x, NP. c) Minerais opacos (possivelmente magnetita),
aumento 10x, NP. Plg: plagioclásio. O: opacos.
A partir da comparação da alteração dos plagioclásios e magnetita do volume I
da seção SS1 com os minerais desse tipo do riolito descrito no anexo I, e os resultados
de Clemente (1988) sobre a evolução supérgena dos minerais primários de rochas ácidas
da região dos Planaltos de Guarapuava e Palmas, pode-se inferir que a rocha
correspondente ao volume I da seção SS1 foi alterada por processos supérgenos.
A amostra indeformada A4 foi coletada na transição do volume I para o volume
II da seção SS1 (figura 53). A lâmina confeccionada a partir dessa amostra analisada em
microscópio petrográfico com aumento de 1,25x demonstra que o material do volume II
da seção SS1 está completamente alterado (prancha 2-a), com fissuras do tipo planares-
rachaduras (DELVIGNE, 1981). Os materiais estão completamente desorganizados, não
lembrando em nada a organização cristalina do riolito (prancha 10-anexo I).
80
O alteroplasma apresenta cor predominante variando entre bruno (7.5YR4/4) e
bruno amarelado (10YR4/4) (prancha 2-b), e campos na lâmina onde predomina
alteroplasma opaco (prancha 2-a).
No alteroplasma é possível identificar estruturas brancas (5Y 8/1), de bordas
irregulares (prancha 2-a-b- setas vermelhas), as quais correspondem possivelmente
àquelas descritas macroscopicamente nos volumes III e IV da seção SS1. Além dessas
estruturas no alteroplasma pode-se identificar ripas de feldspato (prancha 2-b-setas
verdes).
Em alguns campos da lâmina A4 os feldspatos encontram-se completamente
envolvidos por alteroplasma bruno (7.5YR4/4) (prancha 2-c). A presença desse mineral
bem preservado, em meio a material completamente alterado, permite inferir que se
trata de K-feldspato. Os dados da mineralogia de argila e química total do material
alterado da seção SS1 indicam possível alteração hidrotermal propilítica. Neste tipo de
alteração o K-feldspato, juntamente com o quartzo, é estável, se mantendo inalterado
(BURNHAM, 1962; PIRAJNO, 1992). Contudo para determinar com segurança se, de
fato trata-se de K-feldspato é indicado o uso de microssonda eletrônica (ME), técnica
que permite análises químicas pontuais que ajudariam a determinar o tipo de mineral.
Na amostra A3, coletada no volume III da seção SS1 (figura 59), análise
microscópica com aumento de 1,25x permite distinguir alteroplasma opaco, vazios
correspondentes a poros (coloridos artificialmente com corante azul) e estruturas de
coloração branca (5Y 8/1) (prancha 3-a). Ainda com esse aumento observa-se que o
alteroplasma opaco apresenta, conforme Delvigne (1981) fissuras do tipo transmineral
(prancha 3-b- seta vermelha).
A cor opaca do alteroplasma pode estar relacionada ao conteúdo de Fe2O3 no
volume III que é de 9,14%, maior que o teor de 5,43% da rocha ATP usada como base
de comparação (tabela 1). Contudo não é possível saber com os dados que se tem até o
momento se o material alterado da seção SS1 evoluiu a partir da rocha ATP, e nem
mesmo qual a composição química do alteroplasma opaco.
80
Prancha 2. Micrografias de lâmina da transição do volume I para o volume II da seção SS1 (lâmina A4-
figura 59). a) organização geral dos materiais na lâmina A4, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b)
estruturas brancas (5Y 8/1) de bordas irregulares correspondentes possivelmente aquelas descritas
macroscopicamente nos volumes III e IV da seção SS1, setas vermelhas e ripas de minerais da família dos
feldspatos, setas verdes, aumento de 4x, NP. c) minerais da família dos feldspatos envolvidos
completamente por alteroplasma. f: minerais da família dos feldspatos.
80
Prancha 3. Micrografias de lâmina do volume III da seção SS1 (lâmina A3-figura 59). a) organização
geral dos materiais na lâmina A3, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b) fissuras do tipo transmineral
no alteroplasma indicadas pelas setas vermelhas, aumento 1,25x, NP. c) minerais da família dos
feldspatos, aumento 40x, NP. d) quartzo, aumento 40x, NP. e) poros, aumento 4x, NP. f) estruturas no
interior das fissuras com bordas escuras e centros com brilho vítreo, aumento 4x, NP. g) bolha de ar,
aumento 4x, NP. f: minerais da família dos feldspatos. Qz: quartzo.
As estruturas de coloração branca identificadas microscópicamente neste volume
correspodem aquelas identificadas macroscópicamente na seção SS1. Para essas
estruturas inferiu-se inicialmente que poderiam ser fenocristais caulinizados, calcedônia
ou feldspatóides alterados. O difratograma de raio-X da amostra coletada no volume III
da seção SS1, ao natural revelou a existência de pico insipientes de caulinita. Isto
corrobora com a ideia inicial de que tais estruturas brancas poderiam ser fenocristais
caulinizados.
80
Com aumento de 40x em alguns campos da lâmina A3, observa-se que os
mineriais da família dos feldspatos estão bem preservados (prancha 3-c) mesmo em
meio ao alteroplasma. Como visto nas lâminas de riolito alterado em condições
supérgenas (prancha 1 e prancha 10-anexo I) o plagioclásio é um dos primeiros minerais
a se alterar. Isso sugere, como já discutido para a lâmina A4, que os mineriais da família
dos feldspatos da lâmina A3, por estarem bem presarvados são possivelmente K-
feldspatos, mineral primário do riolito (NARDY et al., 2002). O K-feldspato,
juntamente com o quartzo, é estável em condições de alteração hidrotermal propilítica
(BURNHAM, 1962; PIRAJNO, 1992).
Ainda com aumento de 40x observa-se também cristais de quartzo (prancha 3-
d), que na mineralogia de argila registram picos bem formados no volume III. Assim
como o K-feldspato, o quartzo é um mineral residual do riolito, estável em condições de
alteração hidrotermal do tipo propilítica (BURNHAM, 1962; PIRAJNO, 1992).
Na lâmina A3 os espaços vazios em cor azul, correspondem aos poros. Estes
apresentam no seu interior estruturas de tonalidades opacas que com aumento de 4x
aparecem apenas como pontinhos pretos (prancha 3-e). Contudo, com aumento de 40x,
observa-se que estas têm formas variadas em geral com faces retilíneas (prancha 3-f). A
tonalidade opaca dessas estruturas e também a do alteroplasma, podem estar
relacionadas ao elevado teor de Fe2O3 do material alterado do volume III (9,14% - SS1-
A4 tabela 1), valor quase duas vezes maior que o do riolito sã (5,43% - ATP tabela 1)
segundo Nardy et al. (2008)
No topo do volume IV, próximo a base do volume III, foi coletada a amostra
indeformada A2 (figura 53), a partir da qual se confeccionou lâmina delgada analisada
em microscópio petrográfico. Com aumento de 1,25x observa-se que o material da
lâmina A2 é constituído por estruturas brancas (5Y8/1) e alteroplasma opaco (prancha
4-a).
As estruturas brancas como já discutido na lâmina A3, são correspondentes
aquelas descritas macroscopicamente em campo. O alteroplasma opacos como discutido
anteriormente pode estar relacionado ao conteúdo de Fe2O3, que no topo do volume IV
é de 9,88% valor bem superior ao da rocha ATP usada para comparação quando se
discutiu a geoquímica do material alterado.
80
Prancha 4. Micrografias de lâmina do topo do volume IV da seção SS1 (lâmina A2-figura 65). a)
organização geral dos materiais na lâmina A2, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b) minerais silicatos
- seta vermelha, aumento 10x, NP. c) minerais silicatos - seta vermelha, aumento 4x, NP. d) material de
coloração verde disseminado na amostra, aumento 4x, NP. e) azul do corante usado para evidenciar os
poros da lâmina nas estruturas que macroscopicamente são brancas, aumento 1,25x, NP. f) material bruno
(2.5YR4/8) que preenchendo fissuras - setas vermelhas, aumento 1,25x, NP.
Ainda com aumento de 1,25x pode-se visualizar no alteroplasma inúmeros
pontinhos brilhantes (prancha 4-a). Estes com aumentos de 10x (prancha 4-b-setas
vermelhas) e 4x (prancha 4-c-setas vermelhas) revelam brilho vítreo, sendo
possivelmente cristobalita e/ou quartzo. Estes dois minerais foram identificados pela
mineralogia de argila no material do volume IV da seção SS1. Tais minerais estão
presentes em grande quantidade (prancha 4-c-setas vermelhas). Na mineralogia de
argila foram os que apresentaram os picos mais representativos e bem formados.
80
Uma característica microscopicamente evidente no material da lâmina A2 são
campos com tons esverdeados, em especial nas estruturas que macroscopicamente
parecem brancas (prancha 4-a-b-c-d-e-f). A título de esclarecimento, deve-se
primeiramente considerar que a cor azul de algumas feições das micrografias da prancha
4 está relacionada ao corante usado para evidenciar a porosidade do material. Contudo,
a cor verde pode estar relacionada à mineralogia dessas estruturas, por exemplo, a
clorita encontrada em depósitos hidrotermais propilíticos pode conferir tal cor ao
material (BORGES et al., 2009). Contudo este argilomineral não foi identificado por
meio de DRX no material do volume IV da seção SS1.
A amostra indeformada A1 foi coletada na porção central do volume IV (figura
53). Assim como para as demais amostras foi confeccionada lâmina delgada analisada
em microscópio petrográfico. Nessa lâmina, assim como nas demais lâminas delgadas
do material alterado da seção SS1, chama atenção o alteroplasma opaco, que
possivelmente esteja relacionado ao conteúdo de Fe2O3 no material alterado (prancha 5-
a). Também são encontrados poros com estruturas de tonalidades opacas, como
discutido na lâmina A3 (prancha 5-b). Estruturas brancas também estão presentes
(prancha 5-f-seta alaranjada).
No alteroplasma opaco se destaca o grande número de ripas de minerais da
família dos feldspatos (prancha 5-d-setas vermelhas), possivelmente K-feldspato.
Nessa lâmina foi observado também mineral opaco acicular (prancha 5-f-g-setas
vermelhas). Este muito se assemelha aos piroxênios aciculares do riolito descrito no
anexo I. Opacos de facies retilíneas e formato retangular também foram identificados
(prancha 5-f-seta azul), estes podem ser magnetita, como a descrita no riolito do anexo
I.
O material de cor verde disseminado nas estruturas da lâmina A2, na lâmina A1
foi identificado em uma fissura (prancha 5-h-seta vermelha). Tal material pode ser
constituído de argila. A clorita, por exemplo, em depósitos hidrotermais propilíticos
pode conferir cor verde ao material alterado (BORGES et al., 2009). Porém, como
mencionado anteriormente, clorita não foi identificada no material alterado do volume
IV da seção SS1, apenas ilita e esmectita.
80
Prancha 5. Micrografias de lâmina do centro do volume IV da seção SS1 (lâmina A1-figura 65). a)
organização geral dos materiais na lâmina A1- setas vermelhas indicam ripas de feldspato, aumento
1,25x, nicóis paralelos (NP). b) poro, aumento 1,25x, NP. c) minerais silicatos – setas vermelhas,
aumento 1,25x, NP. d) ripas de feldspatos – setas vermelhas, aumento 4x, NP. e) minerais silicatos – setas
vermelhas, aumento 4x, NP. f) seta vermelha: opaco semelhante a piroxênio acicular do riolito descrito no
anexo III; seta verde: ripa de feldspato; seta azul: opaco com facies retilíneas que pode ser magnetita; seta
alaranjada estrutura branca que corresponde as descritas macroscopicamente no volume IV, aumento 10x,
NP. g) opaco semelhante a piroxênio acicular do riolito descrito no anexo III – seta vermelha, aumento
40x, NP. h) material verde em contato com as paredes de uma fissura – seta vermelha, aumento 10x, NP.
80
5.2.2. Seção SS2
A seção SS2 corresponde à corte de estrada rural no Planalto de Palmas (PR) e
Água Doce Santa (SC), localizando-se na base do Morro Chato (figura 54-A).
Figura 54. Seção SS2. (A) Vista geral da área. (B) Foto da seção em corte de estrada. (C) Desenho
esquemático da seção. (1) Rocha sã cinza clara fraturada vertical e horizontalmente. (2) Rocha Sã de
coloração roxa fraturada diagonalmente. (3) Colúvio com presença de clastos arredondados. (4) Solo
atual. (5) Rocha alterada. (6) Linha que delimita o contato entre a rocha alterada e as demais litologias.
Tal seção situa-se entre as coordenadas S 26º 34’ 38” / W 51º 36’ 55”,
topograficamente acima de 1300 m, superfície I de Paisani et al. (2008a). Essa seção
está inscrita em corte de barranco com mais de 50 m de extensão lateral e 10 m de altura
80
(figura 54-B). Nesse barranco delimitou-se janela com aproximadamente 7 m de
profundidade e 1 m de largura, constituindo a seção SS2 (figura 54-C).
Na seção SS2, assim como na seção SS1, busca-se entender a relação da rocha
riolítica sã com derrame alterado sob riolito, por isso a janela que constitui a seção SS2
abrange somente o contato rocha sã/rocha alterada, desconsiderando o colúvio e o solo
atual individualizado na figura 54-C. Nessa janela foram identificados sete volumes
(figura 55).
Figura 55. Janela da seção SS2. I...VII volumes individualizados. (1) Veios e lentes de zeólita
caulinizada. (2) Fragmento de rocha ácida sã. A2...A7a, A7b: local de coleta para granulometria e DRX.
O volume I tem espessura média de 1 m, sendo constituído de rocha ácida
riolítica halohialina, afanítica e equigranular, fraturada vertical e horizontalmente,
formando blocos de tamanho pequeno com dimensões médias entre 10x15x10 cm.
80
Esses blocos de rocha apresentam textura amigdaloidal. Tais amigdalas são preenchidas
por zeólita. A cor predominante na rocha é vermelho roxo acinzentado (5RP4/2),
podendo apresentar manchas de cor vermelho roxo pálido (5RP6/2).
A partir de 5,4 m a rocha fraturada vertical e horizontalmente da lugar a material
totalmente alterado levemente ácido (com pH 5,4) e textura siltosa (quadro 6), de cor
bruno muito claro (10YR7/4). No perfil esse material apresenta estrutura maciça (figura
55). Quando coletada a amostra quebra-se em blocos de estrutura fraca, que variam de
angulares a prismáticos. O material desagregado quando friccionado entre os dedos
apresenta textura sedosa. A consistência do material do volume II quando seco é macio,
com umidade torna-se solto, e se molhado é friável e pouco pegajoso.
Quadro 6. Dados granulométricos (%) da seção SS2.
Volume Argila total Silte total Areia Total Classificação
EMBRAPA
(1997)
II 2% 80% 18% Textura siltosa
III 20% 75% 5% Textura siltosa
IV 8% 89% 3% Textura siltosa
V 9% 78% 13% Textura siltosa
VI 5% 85% 10% Textura Siltosa
VII 2% 91% 7% Textura siltosa
Em 5,8 m inicia-se o volume III, que macroscopicamente se parece muito com
volume IV da seção SS1 (figura 44). O pH do material neste volume é de 5,1, valor bem
próximo do registrado no volume II. Caracteriza-se por apresentar dois materiais
distintos. Uma massa de cor vermelha (2.5YR5/8) e textura siltosa (quadro 6), que se
comporta como massa vítrea. Em meio a essa massa aparecem distribuídos
aleatoriamente estruturas menores de 2mm, que variam de alongadas à arredondadas, de
material siltoso branco (5Y 8/1). No momento da coleta o material desagrega-se em
pequenos blocos sub-angulares de resistência moderada a forte. Quando seco esse
material é macio e sedoso, molhado é pouco plástico e pouco pegajoso.
Com pH 5 a principal mudança nas características físicas do volume IV em
relação ao volume III é a resistência dos blocos sub-angulares, que nesse volume é
fraca. As demais características de cor, plasticidade, pegajosidade e textura não mudam
em relação ao volume III.
A partir 6,7 m individualiza-se o volume V, também levemente ácido com pH 5,
de cor bruno avermelhado fraco (2.5YR6/4) e textura siltosa (quadro 6). Como descrito
80
no volume III e IV o volume V também apresenta dois materiais distintos. No perfil o
material desse volume apresenta estrutura maciça. Na coleta quebra-se em blocos sub-
angulares de resistência moderada a forte. Quando seco o material é macio e sedoso,
molhado é pouco plástico e pegajoso.
O volume VI inicia-se em 8,1 m diferindo do volume V principalmente em
relação a cor bruno fraco (2.5YR6/8), o pH de 5,2 varia pouco em relação aos volumes
anteriores. As demais características de textura, estrutura, pegajosidade e plasticidade se
assemelham muito ao volume anteriormente descrito.
A partir de 9,9 m individualizou-se o volume VII, com pH variando entre 5,2 e
5,3. O material desse volume tem textura siltosa (quadro 6), e cor variando entre bruno
avermelhado (2.5YR4/4) e bruno avermelhado fraco (2.5YR7/4). A estrutura do
material quando coletado se desagrega em blocos sub-angulares de resistência forte.
Quando seco o material é macio e sedoso, molhado é pouco plástico e pouco pegajoso.
Em relação aos demais volumes da seção SS2, neste volume notou-se concentração
maior das estruturas alongadas menores que 2 mm de cor branca (5Y8/1), envoltas em
material de coloração avermelhada. Essas estruturas no volume VII correspondem mais
ou menos a 40% do material. Em alguns lugares esse material branco se deposita na
forma de veios e lentes maiores de zeólita caulinizada (figura 55-1).
5.2.2.1. Atributos da mineralogia da fração argila (seção SS2)
Na Seção SS2 sete amostras foram submetidas ao tratamento por DRX, sendo
uma amostra de cada um dos volumes de material alterado II-A2, III-A3, IV-A4, V-A5,
VI-A6 e 2 amostras do VII-A7a-A7b (figura 56). Tais amostras foram tratadas pelos
métodos do pó-Mg, pó-K, natural, calcinadas a 550ºC, calcinada, a 350ºC e glicoladas.
O material do volume II-A2 foi coletado na profundidade de 5,5 m na seção SS2
(figura 55). O material desse volume submetido à difratograma de raios-X de argila
apresentou argilominerais (2:1): esmectita e ilita; mineral do grupo dos sulfatos
hidratados: aluminita (sulfato de alumínio) e hexahidrita (sulfato de Mg); do grupo das
serpentinas: amesita; do grupo das micas: muscovita e do grupo dos sulfatos: gipsita
(figura 56).
Picos de esmectita foram registrados na amostra submetida ao DRX nos métodos
do pó-Mg, pó-K , calcinada a 350ºC e natural, tendo respectivamente nos três primeiros
apresentado picos agudos bem desenvolvidos, já ao natural a esmectita apresentou
80
reflexos bem menos expressivos. A ilita apareceu somente na amostra no método
calcinado a 350ºC e 550ºC, com reflexos bem baixos. Esmectita e Ilita são
argilominerais (2:1) que tem ampla ocorrência, já identificadas em alteração supérgena
de riolito (MENEGOTTO; GASPARETTO, 1987; CLEMENTE, 1988, 2001), e
também em perfis de alteração de rochas básicas (OLIVEIRA et al., 1998). Como já
referido quando se discutia a mineralogia da seção SS1, a ilita é um argilomineral
comumente encontrado em estágios iniciais da alteração supérgena de feldspatos
potássicos, enquanto a esmectita aparece em estágios de intemperismo um pouco mais
intenso (MEUNIER, 2005). Em relação à alteração hidrotermal, ilita é um
argilomineral comum em sistemas epitermais de sulfetação baixa sendo estável em
temperaturas > 220º C, já a esmectita é um mineral estável em temperaturas < 160º C
(WHITE; HEDENQUIST, 1995). Como já discutido anteriormente esse minerais são
comuns onde predomina a alteração propilítica (BURNHAM, 1962).
Figura 56. DRX da amostra A2 da seção SS2. E: esmectita. I: ilita. Al: aluminita. H: hexahidrita. A:
amesita. Gp: gipsita.
Aluminita é um mineral do grupo dos sulfatos hidratados, que tem como
principal elemento de sua composição o alumínio. Apresenta picos pouco expressivos
registrados na amostra glicolada e calcinada. Conforme consulta nos bancos de dados de
mineralogia inicialmente apresentados, este é um mineral monoclínico de cor branco
terrosa a branco acinzentado, tipicamente encontrado na forma argilácea, raramente
80
encontrado na sua forma cristalina, ocorre associado à basaluminita e a
hidrobasaluminita. Aluminita aparece tipicamente em veios de depósitos minerais
hidrotermais, como identificado em depósitos de ouro e mercúrio na Ucrânia
(ARTEMENKO, 2004). Do mesmo grupo da aluminita, a hexahidrita tem como
principal elemento de sua composição o Mg, sua presença foi registrada pelo DRX com
amostra glicolada. Este mineral é derivado da alteração de rochas magnesianas e
também pode ser encontrado em depósitos hidrotermais (Banco de Dados
Mineralienatlas).
Amesita é um mineral do grupo das serpentinas, foi registrado na amostra pelo
método do pó-K, calcinada a 350ºC e 550ºC e do etileno-glicol (glicolada). Está
relacionada a metamorfismo de baixo grau em rochas ricas em Al e Mg (Banco de
Dados do mindat. org). Serpentina é um grupo de mineral comum em depósitos
hidrotermais propilíticos (BURNHAM, 1962).
A muscovita é um mineral do grupo das micas comum em muitos tipos de
rochas, tais como filitos, xistos, gnaisses, arenitos e granitos (Banco de dados de
minerais da UNESP). Tal mineral do grupo das micas possui estrutura 2:1 e tem como
principais elementos de sua composição química K, Al e Si (COELHO; SANTOS,
2007). É formado a partir de outros minerais em condições hidrotermais e pode ser
detrítico em arenitos (Banco de Dados Mineralienatlas).
Gipsita é um mineral do grupo dos sulfatos rico em Ca que foi registrado no
DRX da amostra A2 apenas com o método do etileno-glicol (glicolada), tendo sido
registrado apenas um pico pouco expressivo. Este mineral pode ser produto da alteração
dos feldspatos sódico-cálcicos presentes no riolito que está sobre o derrame alterado no
Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
Em 5,8 m foi coletado o material do volume III-A3 submetido à DRX (figura
61). Neste volume o material analisado apresentou em comum à amostra do volume II-
A2 a esmectita, aluminita e a muscovita (figura 57). Contudo foram registrados outros
minerais, do grupo da clorita: clorita; do grupo do talco-pirofilita: pirofilita e talco; do
grupo dos sulfatos: barita; do grupo dos feldspatos sódico-cálcicos: albita.
Com o método do pó-Mg, pó-K e a amostra ao natural, o DRX apesentou picos
correspondentes à clorita (figura 57). Este é um mineral de estrutura (2:1) composto
quimicamente por Mg, Al, Fe, Si e O2 (COELHO; SANTOS, 2007). A clorita pode ser
gerada por processos supérgenos, hidrotermais e metamórficos (Banco de Dados de
80
Minerais da UNESP). Tal mineral é comum em alterações hidrotermais do tipo
propilítica (BATEMAN, 1956; BURNHAM, 1962).
Figura 57. DRX da amostra A3 da seção SS2. CL: clorita. E: esmectita. P:pirofilita. Al: aluminita. T:
talco. Ba: barita. M: muscovita. Ca-F: albita.
Quando hidrotermal a clorita é estável acima de 200º C, em faixas de
temperaturas maiores que as de estabilidade da esmectita e ilita (WHITE;
HEDENQUIST, 1995). Silva (2007) estudando o Depósito Pilar na região de Santa
Bárbara e Barão dos Cocais (MG) identificou três halos de alteração hidrotermal, distal
intermediário e proximal. Conforme o mesmo autor no halo distal, aquele mais afastado
da fonte de fluidos quentes, o mineral mais representativo e comum é a clorita, presente
em todos os litotipos afetados pela alteração hidrotermal naquela área de estudo (xistos
máficos, xistos vulcanoclásticos, xistos pelíticos e na formação ferrífera). Borges et al.
(2009) estudando processos hidrotermais associados ao depósito de ouro São Jorge,
Província Aurífera de Tapajós no Cráton Amazônico, registrou a presença de quatro
(1,2,3 e 4) associações minerais nesse depósito. Na associação mineral 3 os principais
marcadores mineralógicos são Clorita + Plagioclásio descalcificado + Biotita. Os
autores identificaram o estágio de alteração como propilítico, o principal estágio de
formação dos minerais é a cloritização. A temperatura de formação de tal assemblei
mineralógica foi estimada entre 280º C e 340º C. Essa temperatura foi estimada usando
o geotermômetro proposto por Cathelineau (1988) que indicou temperaturas de 300º C a
80
340º C para a formação da clorita (BORGES et al., 2009). Este mineral foi encontrado
em zonas de alteração hidrotermal localizadas mais ou menos entre 814 e 1020m de
profundidade no Sistema Hidrotermal Tusla, no Çanakkale – Turquia (SENER;
GEVREK, 2000). Usando DRX Sonntag et al. (2012) descobriram que clorita e ilita são
os minerais dominantes em um sistema epitermal de baixa sulfetação localizado no leste
de Mindanao, Filipinas.
A presença de pirofilita foi registrada no DRX apenas com a amostra glicolada
(figura 57). Este mineral é um silicato de alumínio hidratado, sua ocorrência é pouco
comum, podendo ser encontrado tanto em veios como em depósitos hidrotermais e entre
camadas de rochas metamórficas xistosas. Quando ocorre está comumente associado a
minerais aluminosos (por exemplo: aluminita, basaluminita, hidrobasaluminita), cianita,
topázio, mica e quartzo (Banco de Dados de Minerais da UNESP; Banco de Dados
Mineralienatlas). Aparece em quantidade variada em depósitos hidrotermais de
sulfetação alta e sulfetação baixa (WHITE; HEDENQUIST, 1995).
O talco é um silicato de magnésio hidratado. Foi registrado no DRX com a
amostra submetida ao método do pó-Mg (figura 57). Este mineral geralmente está
associado à biotita, clorita, serpentina e carbonatos. É gerado em processo de alteração
hidrotermal de minerais magnesianos, especialmente de olivinas e ortopiroxênios, bem
como em metamorfismo regional ou de contato sobre calcários magnesianos ou rochas
ultrabásicas (Banco de Dados de Minerais da UNESP).
Picos pouco representativos de barita foram registrados pelo DRX em todos os
métodos aplicados para a amostra do volume III (figura 57). Frequentemente de origem
hidrotermal, barita é comumente encontrado como um mineral de ganga em depósitos
de minério metálico de origem epitermal ou mesotermal (Banco de Dados do
mindat.org). Tal mineral é comum em pequenas quantidades tanto em depósitos
epitermais de sulfetação baixa como de sulfetação alta (WHITE; HEDENQUIST,
1995). Lima et al. (2000) estuando o Batólito Granítico de Teixeira (Província da
Borborema, Nordeste do Brasil) inferiram que a formação de barita (BaSO4) ocupando
fissuras provavelmente ocorreu na desestabilização do feldspato potássico e mica que
liberam Ba+2
. A existência desse mineral em áreas que sofreram hidrotermalismo é
amplamente registrada na literatura (ALCOVER NETO; TOLEDO, 1993; LIMA et al.,
2000; HERNÁNDEZ, 2002, entre outros).
Com a amostra glicolada foi registrado um único pico de albita (figura 57). Este
é um mineral primário que aparece na composição do riolito, rocha sã que se sobrepõe
80
ao material alterado das seções SS1 e SS2 no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
Albita é também um mineral típico de alterações hidrotermais do tipo propilítica,
aparecendo associado à epidoto, clorita, carbonatos, K-feldspato e pirita (BURHAM,
1962; PIRAJNO, 1992; SENER; GEVREK, 2000).
Entre 5,9 m e 6,7 m na seção SS2 está situado o volume IV (figura 58), no qual
foi coletada a amostra A4 para DRX (figura 58). Assim como no volume III, nesse
volume o DRX apresentou picos agudos de clorita com o método do pó-Mg, pó-K e ao
natural. Contudo no volume IV o material submetido ao DRX também apresentou pico
agudo de clorita com a amostra glicolada. Além dos minerais já discutidos
anteriormente nos difratogramas das amostras A2 e A3, na amostra A4 ocorre também a
heulandita, mineral do grupo da zeólita.
Figura 58. DRX da amostra A4 da seção SS2. CL: clorita. Al: aluminita. HUL: heulandita. Ca-F: albita.
A heulandita é um alumino silicato hidratado, ocorrendo em amigdalas, geodos e
em fraturas das rochas vulcânicas (Banco de Dados do mindat. org). No derrame
alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) é grande o número
de geodos de zeólita e quartzo, podendo essa ser a origem da heulandita encontrada no
material do volume IV.
80
O volume V se inicia em 6,7 m e se estende até 8,1 m na seção SS2 (figura 59).
No centro desse volume foi coletado o material submetido à DRX. Dos minerais
identificados na amostra A5, além daquele que ocorrem nas amostras A2, A3 e A4 tem-
se apenas o feldspato potássico (K-feldspato) (figura 59).
Figura 59. DRX da amostra A5 da seção SS2. CL: clorita. P: pirofilita. HUL: heulandita. K-F: K-
feldspato. M: muscovita. E: esmectita.
O K-feldspato é um mineral primário do riolito (NARDY et al., 2002), rocha sã
que se encontra sobre o derrame alterado no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC).
Contudo esse mineral é um mineral comum em depósitos hidrotermais (Banco de Dados
de Minerais da UNESP). Neste tipo de depósito, onde predomina a alteração propilítica
o K-feldspato ocorre associado à epidoto, calcita, caulinita, esmectita, clorita,
serpentina, quartzo e albita (BURNHAM, 1962). O K-feldspato, juntamente com o
quartzo, é estável nas condições de alteração do tipo propilítica (PIRAJNO, 1992).
Desse modo o K-feldspato identificado pelo DRX no volume IV da seção SS2 pode ser
mineral primário residual derivado da rocha que foi alterada hidrotermalmente.
O mais espesso dos volumes individualizados na seção SS2 inicia-se em 8,1 m e
se estende até 9,9 m, intervalos que constitui o volume VI (figura 60). A amostra A6
submetida à DRX foi coletada no centro desse volume (figura 60). Os picos mais
80
representativos dos difratogramas da amostra A6 correspondem à clorita e esmectita,
além do K-feldspato, albita e a aluminita (figura 60).
Figura 60. DRX da amostra A6 da seção SS2. CL; clorita. E; esmectita. Al: aluminita. Ca-F: albita.
Pode-se observar que o DRX da amostra A6 é muito semelhante aos
difratogramas das amostras A3 e A4, tanto na forma dos picos representativo dos
minerais quanto na assembleia mineralógica, a qual se caracteriza pelo predomínio de
minerais de estrutura (2:1), clorita e esmectita (figura 60).
A partir de 9,9 m inicia-se o volume VII da seção SS2, no qual foram coletadas
duas amostras. A amostra A7a, coletada em zona descrita macroscopicamente como de
concentração de veios de zeólita caulinizada (figura 61-1) e a amostra A7b coletada a
direita da primeira representando material mais homogêneo do volume (figura 61).
A amostra A7a (figura 61) apresentou além da pirofilita, K-feldspato e
muscovita o quartzo. Este mineral primário está presente no riolito sobreposto ao
derrame alterado da seção SS2. Contudo é também comum em sistemas epitermais tanto
do tipo baixa sulfetação como alta sulfetação, sendo estável em condições hidrotermais
em faixas de temperatura bastante ampla (WHITE; HEDENQUIST, 1995). Como já
discutido anteriormente o K-feldspato, juntamente com o quartzo, é estável às condições
de alteração do tipo propilítica (PIRAJNO, 1992). Sendo assim o quartzo, assim como o
K-feldspato encontrado no volume VII, possivelmente é residual.
80
Figura 61. DRX da amostra A7a da seção SS2. P: pirofilita. K-F: K-feldspato. M: muscovita. Qz:
Quartzo.
A amostra A7b apresentou além da muscovita e talco, minerais anteriormente
descritos, a anidrita e a ankerita (figura 62).
A anidrita é mineral do grupo dos sulfatos e a ankerita do grupo da dolomita. A
anidrita ocorre em pequenas quantidades ligada a veios metalíferos ou amigdalas em
rochas vulcânicas (Banco de Dados de Minerais da UNESP, 2012), bem como em
produto de alteração de depósitos hidrotermais (Banco de Dados Mineralienatlas, 2012).
Em geral a anidrita aparece associada à K-feldspato, caulinita, calcita, rutilo e apatita
em depósitos hidrotermais (PIRAJNO, 1992).
Ankerita é um carbonato em geral associado a rochas como calcário, dolomita e
marga, mas também pode ocorrer em rochas metamórficas ricas em ferro e depósitos
minerais de origem hidrotermal (Banco de Dados de Minerais da UNESP, 2012).
Minerais do grupo dos carbonatos são comuns em depósitos epitermais propilíticos
(BURNHAM, 1962, PIRAJNO, 1992).
80
Figura 62. DRX da amostra A7b da seção SS2. AD: anidrita. M: muscovita. T: talco. AK: ankerita.
De modo geral, percebe-se que os materiais que integram os volumes
identificados na seção SS2 apresentam tendências principais de distribuição nos
volumes: a clorita foi identificada nos volumes III, IV, IV e VI; a esmectita e a
aluminita no volume II, III e VI; muscovita nos volumes II, III e VII nas amostras A7a e
A7b; albita nos volumes III, IV e VI; heulandita nos volumes IV e V.
Quadro 7. Minerais identificados na seção SS2.
Volumes SS2 - amostras Minerais identificados
II-A2 E, I, Al, H, M, A, Gp
III-A3 CL, E, P, Al, T, Ba, M, Ca-F
IV-A4 CL, Al, HUL, Ca-F
V-A5 CL, P, K-F, HUL, M, E
VI-A6 CL, E, Al, Ca-F
VII-A7a P, K-F, M, Qz
VII-A7b AD, M, T, AK Quadro 7. Minerais identificados na seção SS2 e pH. E: esmectita. I: ilita. Al: aluminita. M: muscovita.
H: hexahidrita. A: amesita. Gp: Gipsita. CL: clorita. P: pirofilita. T: talco. Ba: barita. Ca-F: albita. HUL:
Heulandita. K-F: feldspato potássico. Qz: quartzo. AD: anidrita. AK: ankerita.
5.2.2.2. Geoquímica do material alterado (Seção SS2)
A seção SS2 (figura 55) é constituída por 7 volumes, dos quais o volume I é
formado por rocha consolidada fraturada vertical e horizontalmente, formando blocos
80
de tamanho pequeno com dimensões médias entre 10x15x10cm. Esse volume
corresponde a um núcleo de rocha preservada entre o derrame alterado (figura 55). Os
demais 6 volumes são formados por material completamente alterado. Para
fluorescência de raio-X (FRX) foram coletadas amostras representativas de cada volume
da seção, respectivamente SS2-A1, SS2-A2, SS2-A3, SS2-A4, SS2-A5, SS2-A6 e SS2-
A7b (tabela 2). Apenas a amostra A7a (figura 55), por apresentar material correlato ao
da amostra SS2-A6, não foi submetida a fluorescência de raio-X (FRX).
Tabela 2. Dados geoquímicos dos volumes individualizados na seção SS2.
ATP SS2
A1
SS2
A2
SS2
A3
SS2
A4
SS2
A5
SS2
A6
SS2
A7
SiO2 70,24 66,41 49,71 52,26 53,80 58,01 50,80 58,58
TiO2 0,78 0,940 1,493 1,166 1,031 1,365 1,296 1,218
Al2O3 12,12 16,70 25,03 18,97 21,67 19,52 23,14 20,13
Fe2O3 5,43 6,32 10,13 11,78 7,97 10,18 9,51 9,10
MnO 0,09 0,046 0,062 0,222 0,675 0,345 0,179 0,147
MgO 0,73 0,43 1,16 3,99 3,75 1,01 3,07 0,75
CaO 1,9 0,08 0,10 0,13 0,09 0,07 0,11 0,09
Na2O 2,67 0,11 < 0.02 <0.02 <0.02 < 0.02 < 0.02 <0.02
K2O 4,8 1,47 0,43 0,32 0,22 0,29 0,05 0,13
P2O5 0,21 0,166 0,257 0,109 0,035 0,072 0,031 0,070
SS1-A5...SS1-A1: identificação das amostras na seção SS1. (ATP) Ácida Tipo Palmas –
Subgrupo Clevelândia segundo Nardy et al. (2008), química média de 6 amostras.
Assim como para as amostras dos volumes do material alterado da seção
SS1, os teores dos elementos químicos dos volumes do material alterado da seção SS2
foram comparados aos dados de Nardy et al. (2008), referentes as rochas ácidas do
Membro Palmas – Subgrupo Clevelândia. Como na seção SS1, na seção SS2 houve
enriquecimento relativo de TiO2, Al2O3 e Fe2O3 em detrimento da perda de SiO2 (figura
63). Como discutido anteriormente, esse é um comportamento comum de alteração
supérgena (RUXTON, 1968; LACERDA et al, 2002), mas que pode ocorrer também na
alteração hidrotermal (BURNHAM, 1962; SENER; GEVREK; 200).
O material do volume I da seção SS2, constituído por rocha sã apresentou teores
de SiO2, Al2O3, Fe2O3 e TiO2 muito próximos ao do riolito do Membro Palmas -
Subgrupo Clevelândia (tabela 2 e figura 63). No que concerne aos cátions básicos CaO,
Na2O, MgO e K2O (figura 64) os teores são bem menores em relação ao riolito,
indicando que o material desse volume já apresenta alteração bem desenvolvida. Os
teores de P2O5 e MnO no material do volume I, assim como os cátions básicos, são bem
menores que os do riolito e servem também como indicadores de que o material desse
volume já está alterado (figura 65).
80
Figura 63. Variação dos teores de SiO2, Al2O3, Fe2O3 e TiO2.
Figura 64. Variação dos teores de CaO, Na2O, MgO e K2O.
Os teores de CaO, Na2O, MgO, e K2O nos volumes de material alterado da seção
SS2, apresentam comportamento semelhante ao da seção SS1. O elementos CaO, Na2O
e K2O têm teores bem menores que o do riolito, contudo o MgO apresenta valores bem
acima dos da rocha e também acima do material alterado da seção SS1. Com destaque
para as amostras do volume III (SS2-A3–figura 69), volume IV (SS2-A4–figura 70) e
volume VI (SS2-A6–figura 71).
Os teores acentuados de MgO nos volumes de material alterado está
possivelmente relacionado a clorita e esmectita identificadas por meio de DRX. Esses
80
dois filossilicatos podem conter esse elemento na sua composição química. A clorita,
por exemplo, tem na sua composição em média mais de 20% de MgO (BORGES et al.,
2009). Na seção SS2 os volumes de material alterado que apresentaram os maiores
teores de MgO são os mesmos que apresentaram como picos mais agudos e
representativos no DRX a clorita. O que mostra que há forte relação entre a clorita e o
enriquecimento relativo de MgO nos volumes de material alterado da seção SS2, o
conteúdo desse elemento existente na rocha antes da sua alteração foi possivelmente
repassado para a estrutura aluminossilicática da clorita. Neste caso o enriquecimento de
MgO pode ser indicador de alteração hidrotermal propilítica (BURNHAM, 1962).
Em relação ao P2O5 apenas o material do volume II (SS2-A2 – figura 71)
apresentou valor pouco maior que o desse elemento no riolito. Dos minerais
identificados pelo DRX na seção SS2 nenhum apresenta relação com esse elemento
químico. Sendo assim, possivelmente o teor levemente maior do P2O5 em relação ao
riolito deve estar relacionado à apatita residual que, por existir em pequena quantidade
não foi identificada pelo DRX.
Figura 65. Variação dos teores de P2O5 e MnO.
No que concerne ao MnO no volume II do material alterado o teor é menor em
relação ao riolito, contudo nos demais volumes é maior. Como na seção SS1, a maior
concentração poderia ser relacionada a acumulo em fissuras muito pequenas presentes
no material alterado. Esse elemento, também, pode estar relacionado aos argilominerais
identificados pelo DRX (clorita, ilita e esmectita), pois Sener e Gevrek (2000) e Borges
et al. (2009), a partir de analise de microssonda eletrônica demonstraram que o MnO faz
parte da composição desses argilominerais encontrados em alterações hidrotermais.
80
5.2.2.3. Análise micromorfológica da seção SS2
Para análise micromorfológica da seção SS2 foram coletadas 4 amostras
indeformadas do material alterado, a amostra A3 do início do volume V, A2 da
transição do volume V para o VI, A1 da base do volume VI e A4 no volume VII (figura
66). Tais amostras foram coletadas onde o material alterado da seção SS2 apresenta
transições bruscas. No caso dos volumes II, III e IV, apesar de apresentarem
características distintas, a transição entre volumes é gradativa, por isso não se
considerou necessário à coleta de amostras indeformadas para análise
micromorfológica.
Figura 66. Localização das análises micromorfológicas na janela da seção SS2. I...VII volumes
individualizados. (1) Veios e lentes de zeólita caulinizada. (2) Fragmento de rocha ácida sã. A4...A1:
localização das análises micromorfológicas na seção.
A lâmina A3, coletada no início do volume V (figura 66), apresenta organização
dos materiais bastante complexa. O alteroplasma varia de bruno (2YR4/8) a bruno
amarelado (5YR5/8) (prancha 6a-a).
80
Prancha 6a. Micrografias de lâmina do volume V da seção SS2 (lâmina A3-figura 78). a) organização
geral dos materiais na lâmina A3, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b) estruturas brancas
correspondentes aquelas descritas macroscopicamente no material alterado da seção SS2-setas vermelhas,
aumento 10x, NP. c) opacos - seta verde e minerais da família dos feldspatos – seta vermelha, aumento
10x, NP. d) minerais da família dos feldspatos com alteração do tipo peculiar, aumento 63x, NP. e)
feldspato com alteração do tipo regular paralelo, aumento 40x, nicóis cruzados (NC). f) minerais opacos,
aumento 40x, NP.
O alteroplasma é cortado horizontalmente por fissuras preenchidas por material
de cor branca sob luz paralela, com nicóis cruzados tal material apresentam brilho
(prancha 6a-a). Há também fissuras nas quais pode-se distinguir pontinhos pretos
(prancha 6a-a-b), estes correspondem às estruturas opacas descritas na lâmina A3 da
seção SS1. Tais fissuras parecem posteriores aquelas preenchidas por material branco,
pois como pode ser visto na micrografia “a e j” das pranchas 6a e 6b cortam
80
verticalmente tanto as fissuras horizontais quanto o alteroplasma. As fissuras descritas
anteriormente são classificadas como do tipo planar-rachaduras (DELVIGNE, 1981).
Prancha 6b. Micrografias de lâmina do volume V da seção SS2 (lâmina A3-figura 78). g) espaço vazio
com bordas preenchidas por material opaco, que também forma ilhas no seu interior, aumento 40x, NP. h)
fissuras que apresentam no seu interior estruturas opacas, aumento 4x, NP. i) estruturas opacas, aumento
10x, NP. j) horizontalmente fissuras preenchidas com material branco e verticalmente fissura com
estruturas opacas (óxidos), aumento 10x, NP. l) fissura vista com nicóis cruzados o que permite distinguir
extratos de materiais diferentes, aumento 40x, NC. f: minerais da família dos feldspatos. o: minerais
opacos.
Macroscopicamente o volume V da seção SS2 apresenta estruturas brancas
como as descritas no volume III e IV da seção SS1. Microscopicamente também é
grande o número de estruturas desse tipo (prancha 6a-b-setas vermelhas). Estas
encontram-se com as bordas envolvidas por material opaco, que pode ser constituído de
MgO, MnO ou Fe2O3, ou ambos os elementos químicos citados. Infere-se isso, pois a
80
química total revelou que nesse volume o teor desses elementos é bem maior que os da
rocha ácida ATP utilizada para comparação quando discutiu-se a geoquímica do
material alterado da seção SS2 (tabela 2).
Entre o alteroplasma podem ser encontradas ripas de minerais da família dos
feldspatos (prancha 6a-c-setas vermelhas), estes podem ser K-feldspatos, pois no
volume V da seção SS2 a mineralogia de argila registra a presença desse mineral.
Minerais opacos também aparecem nessa lâmina (prancha 6a-c-setas verdes).
Os opacos identificados apresentam facies retilíneas e aparentemente não
apresentam nem um tipo de alteração (prancha 6a-f). Contudo, com aumento de 63x é
possível perceber que há minerais da família dos feldspatos se alterando a partir das
bordas (prancha 6a-d), configurando alteração do tipo peculiar (peculiar type)
(DELVIGNE, 1981). É possível identificar nessa lâmina ainda feldspatos com padrão
de fissuras segundo Delvigne (1981) do tipo paralelo (regular paralelo), a partir das
quais a alteração está avançando (prancha 6a-e).
No alteroplasma é possível encontrar também poros (prancha 6b-g), nos quais as
bordas são preenchidas por material opaco, que também forma ilhas no seu interior. Tal
material opaco pode ser constituído por Fe2O3, MnO ou MgO, no volume V da seção
SS2 o teor desses elementos é respectivamente de 10,18%, 0,345% e 1,01%, valores
bem superiores ao da rocha ATP (5,43%, 0,09%, 0,73% - tabela 2).
Nessa lâmina nas fissuras as estruturas opacas, como as descritas na lâmina A3
da seção SS1, encontram-se alinhadas (prancha 6b-h-setas vermelhas).
As fissuras com material de cor branca, vistas com nicóis paralelos parecem
homogêneas (pranchas 6s-a e 6b-j), já com nicóis cruzados tais fissuras parecem estar
sendo preenchidas por extratos de materiais diferentes (prancha 6b-l). Nestas no contato
com o alteroplasma, nas paredes da fissura, pode-se visualizar um extrato de material
cinza esverdeado (Gley1_6/N). Que pode corresponder a clorita, este argilomineral em
alterações hidrotermal do tipo propilítica pode apresentar cor verde (BORGES et al.,
2009). Picos bem desenvolvidos de clorita foram identificados por meio de DRX no
material alterado do volume V. Na sequência tem-se um extrato de material opaco, este
possivelmente é constituído por Fe2O3, MnO ou MgO, óxidos que no material do
volume V apresentam teores elevados. O MgO, por exemplo, em alterações
hidrotermais do tipo propilítica pode apresentar teor elevado (BURNHAM, 1962).
Posteriormente tem-se material brilhoso que se estende na forma de manchas
disseminadas no interior da fissura que é preenchida por material cinza esverdeado,
80
correspondente ao extrato em contato com o alteroplasma. O material brilhoso
disseminado na fissura visto ao microscópio com nicóis cruzados, ao girar-se a platina
apresenta birrefringência, característica típica de argilas (CASTRO, 2008). No material
alterado do volume V, o DRX, além de clorita apresentou picos de esmectita, que
poderia corresponder ao material brilhoso disseminado no interior da fissura.
A lâmina A2 foi coletada na transição do volume V para o VI (figura 66). Nesta
identificou-se com aumento de 1,25x dois principais campos de descrição, o do
alteroplasma e das fissuras (prancha 7-a). O alteroplasma tem cor predominante bruno
amarelada (5YR85/8) e apresenta fissuras do tipo planar-rachaduras (DELVIGNE,
1981).
Há ainda campos nessa lâmina nos quais o alteroplasma é opaco (prancha 7-e).
Como já discutido nas micrografias anteriores, este pode ter relação com o
enriquecimento de MgO (3,07%), MnO (0,179%) e Fe2O3 (9,51%) no volume VI, os
teores desse elemento são bem maiores que o da rocha ATP usada para comparação
quando discutiu-se a geoquímica da seção SS2 (tabela 2).
No alteroplasma bruno amarelado com aumento de 40x identifica-se ripas de
minerais da família dos feldspatos (prancha 7-b), estes são possivelmente K-feldspatos
estáveis em alterações hidrotermais propilíticas (BURNHAM, 1962; PIRAJNO, 1992),
É possível ainda encontrar no alteroplasma estruturas de material branco
(prancha 7-c-setas vermelhas), como as descritas na lâmina A3 da seção SS2, e ainda
minerais opacos, correspondente possivelmente a magnetita (prancha 7-d).
80
Prancha 7. Micrografias de lâmina coleta na transição do volume V para o VI da seção SS2 (lâmina A2-
figura 78). a) organização geral dos materiais na lâmina A2, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b)
mineral da família dos feldspatos, aumento 40x, NP. c) estruturas brancas correspondentes aquelas
descritas macroscopicamente no material alterado da seção SS2-setas vermelhas, aumento 10x, NP. d)
mineral opaco, aumento 40x, NP. e) alteroplasma opaco, aumento 10x, NP. f) fissura cortando
diagonalmente a lâmina A2, aumento 1,25x, NP. g) fissura com ripas de minerais da família do feldspato,
aumento 4x, nicóis cruzados (NC). h) albita, aumento 40x, NC. f: minerais da família dos feldspatos. o:
minerais opacos.
80
A lâmina A2 é cortada diagonalmente por uma grande fissura, semelhante a
descrita na lâmina A3, mas que apresenta material de cor amarelada. Neste, com nicóis
paralelos observa-se linhas de material opaco, constituído possivelmente por MgO,
MnO ou Fe2O3, principalmente nas bordas no contato com o alteroplasma (prancha 7-f).
Com aumento de 4x e nicóis paralelos tal fissura apresenta inúmeros pontos
brilhantes, muitos deles com forma de ripas (prancha 7-g). Com aumento de 40x essas
ripas demonstram forma alongada retangular, onde se alternam faixas de cor branca e
preta, que constituem as maclas do feldspato (prancha 7-h). Usando como referência
Delvigne (1998) este mineral foi classificado como albita. A mineralogia de argila do
volume VI da seção SS2 registrou a presença desse mineral, servindo desse modo como
um indicativo para confirmar a inferência feita a partir da micromorfologia. Albita é um
mineral típico de sistema hidrotermal propilítico (PIRAJNO, 1992, 2009).
A lâmina A1 foi confeccionada a partir da mostra indeformada A1 coletada na
base do volume VI da seção SS2 (figura 72). Observando a lâmina com aumento de
1,25x individualizam-se dois campos distintos de descrição. Um campo formado por
alteroplasma com cor predominante bruno amarelado (5YR5/8), e outro correspondente
fissuras, nas quais com nicóis paralelos, o material é de cor branca (5Y 8/1) (prancha
8a-a).
No alteroplasma a porosidade é do tipo planar-rachaduras (prancha 8a-b-c)
(DELVIGNE, 1981).
É grande o número de minerais da família dos feldspatos encontrados no
alteroplasma (prancha 8a-b-setas vermelhas). Minerais opacos também foram
identificados no alteroplasma, estes podem correspondem possivelmente a magnetita
(prancha 8a-c).
É possível observar também no alteroplasma, que o material bruno amarelado
(5YR5/8) divide espaço com alteroplasma opaco (prancha 8a-b-c). Este pode estar
relacionado à concentração de MgO, MnO e Fe2O3 como já discutido anteriormente.
No campo de domínio do alteroplasma existem espaços vazios, que podem ter
sido formados por dissolução do alteroplasma (prancha 8a-d). No interior desses vazios
pode-se individualizar estruturas opacas, como as discutidas anteriormente.
80
Prancha 8a. Micrografias de lâmina da base do volume VI da seção SS2 (lâmina A1-figura 78). a)
organização geral dos materiais na lâmina A1, aumento 1,25x, nicóis paralelos (NP). b) minerais da
família dos feldspatos encontrados no alteroplasma –setas vermelhas, aumento 4x, NP. c) minerais opacos
também foram identificados no alteroplasma, aumento 4x, NP. d) poros, que podem ter sido formados por
forte dissolução do alteroplasma, aumento 4x, NP. e) fissuras orientadas no sentido horizontal, aumento
1,25x, NP. f) fissuras horizontais cortadas por fissura vertical adquirindo aspecto de espinha de peixe,
aumento 40x, NP.
As fissuras preenchidas por material branco encontradas nessa lâmina estão
orientadas em geral no sentido horizontal (prancha 8a-e). Com aumento de 1,25x
percebe-se que tais feições são horizontalmente paralelas umas as outras, e em alguns
campos da lâmina são cortadas por uma fissura vertical adquirindo aspecto de espinha
de peixe (prancha 8a-f).
80
Prancha 8b. Continuação da prancha 8.1. (lâmina A1). g) fissura preenchida de material de cor verde,
aumento 10x, NP. h) fissura de material com aspecto radial, aumento 10x, NP. i) material com aspecto
radial no interior da fissura, aumento 40x, NP. J) material com aspecto radial no interior da fissura,
aumento 40x, nicóis cruzados (NC).
Com aumento de 10x, e nicóis paralelos, percebe-se que o material no interior
desses veios adquire cor verde (Gley1_6/N) (prancha 8b-g). Essa cor pode estar
relacionada à presença de clorita, este argilomineral quando hidrotermal apresenta esta
cor (BORGES et al., 2009). No volume VI da seção SS2, por meio de DRX, foram
identificados picos expressivos de clorita, o que da mais sustentação a ideia
anteriormente aventada.
Com aumento de 40x observa-se que em algumas fissuras o material que as
preenche organiza-se formando estruturas de aspecto radial (prancha 8b-i-j). Ao girar a
platina do microscópio percebe-se que as mesmas apresentam birrefringência,
característica típica de argilominerais (CASTRO, 2008). No volume VI da seção SS2
por meio de DRX identificou-se picos de clorita e esmectita, argilominerais que podem
estar preenchendo as fissuras. Estas poderiam ser amigdalas que sofreram alteração
pseudomórfica (DELVIGNE, 1981), por isso os possíveis argilominerais no seu interior
teriam aspecto radial, o que seria herança da forma original do mineral primário
cristalizado no interior das amigdalas.
80
Em algumas fissuras, o material com aspecto radial apresenta cores brunadas,
tanto com nicóis paralelos quanto com nicóis cruzados (prancha 8b-i-j), cores que
podem estar relacionadas ao teor de Fe2O3, MnO e MgO. O material alterado do volume
VI submetido a fluorescência de raio-X apresentou teor de 9,51% de Fe2O3, 0,345 de
MnO e 1,01 MgO valores bem superiores ao da rocha ácida ATP (tabela 2-ATP).
A lâmina A4 foi confeccionada a partir de amostra indeformada coletada no
volume 7 da seção SS2 (figura 66). Nesta lâmina o material apresenta organização
extremamente complexa. Com aumento de 1,25x observa-se que é grande o número de
ripas de minerais da família dos feldspatos no alteroplasma bruno (2YR4/8) (prancha 9-
a). Tais minerais apresentam-se bem preservados, sem fissuramento e sem bordas
alteradas (prancha 9-b). A mineralogia de argila identificou picos bem formados de K-
feldspato no volume 7, no local onde foi coletada essa amostra para micromorfologia. A
presença deste mineral em material tão alterado é possível, pois como já indicado
anteriormente em alterações hidrotermais propilíticas o K-feldspato é estável
(BURNHAM, 1962; PIRJNO, 1992).
É possível encontrar também minerais opacos (prancha 9-c), estes como já
discutido anteriormente são possivelmente magnetita.
No alteroplasma é possível encontrar também amigdalas de cor amarela
(10YR8/8), as quais com nicóis cruzados apresentam materiais com arranjo radial
(prancha 9-d). Estas possivelmente tem correlação com as fissuras descritas na lâmina
A1 anteriormente.
Grandes concentrações de material branco (5Y8/1) também podem ser
visualizadas na lâmina A4 (prancha 9-e). Estas correspondem aos veios e lentes
caulinizados descritos macroscopicamente no volume VII (figura 66). No centro dessa
lâmina identificou-se uma dessas estruturas de cor amarela (10YR8/8) (prancha 9-f). No
canto direito dessa estrutura há concentração de material amarelo brilhante, que
poderiam ser domínios argílicos em meio a material impregnado com óxidos (prancha
9-g), estes vistos com aumento de 40x tem aspecto alongado (prancha 9-h). Tal material
encontra-se também preenchendo algumas fissuras no alteroplasma (prancha 9-i-setas
vermelhas). Contudo, o material do volume VII submetido a DRX não apresentou, nem
mesmo picos insipientes de argilominerais.
80
Prancha 9. Micrografias de lâmina do volume VII da seção SS2 (lâmina A4-figura 78). a) ripas de
minerais família dos feldspatos no alteroplasma bruno (2YR4/8), aumento 4x, nicóis paralelos (NP). b)
mineral da família do feldspato, aumento de 40x, NP. c) minerais opacos, aumento 40x, NP. d) amigdala, aumento 40x, nicóis cruzados (NC). e) material branco (5Y8/1) correspondente aos veios e lentes
descritos macroscopicamente no volume VII, aumento 1,25x, NP. f) estruturas de cor amarela (2Y8/8),
aumento 1,25x, NC. g) concentração de material amarelo brilhante – dentro do circulo vermelho, aumento
4x, NC. h) material amarelo brilhante com aspecto alongado, aumento 40x, NC. i) material amarelo
brilhante preenchendo algumas fissuras no alteroplasma, aumento 10x, NC. f: minerais da família dos
feldspatos. o: minerais opacos.
80
Pela pesquisa bibliográfica realizada nem um dos minerais identificados pela
mineralogia de argila no material alterado do volume VII da seção SS1, pode apresentar
cor amarela. No entanto a pirita, mineral hidrotermal que ocorre tipicamente em veios,
pode apresentar a cor amarela (Banco e Dados de Minerais da Unesp). Se este for
mineral do tipo pirita a gênese hidrotermal inferida para o derrame alterado sob rocha sã
no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) poderia ser confirmada.
80
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS
A presença de derrame de rocha alterada sob rocha sã no Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC), suscitou inicialmente algumas perguntas, as quais buscou-se
responder nessa dissertação. Tais perguntas podem ser agrupadas em duas
problemáticas principais, a primeira relaciona-se ao papel do derrame alterado na
estrutura da paisagem e a segunda à gênese da alteração de tal derrame.
A primeira problemática trouxe os seguintes questionamentos. Qual o papel do
derrame alterado na estrutura da paisagem? O derrame alterado estaria mantendo a
superfície II? Para responder a tais questionamentos selecionou-se recorte espacial entre
as latitudes S 26º 32’ 24” - S 26º 38’ 24” e as longitudes W 51º 31’ 31” - W 51º 43’ 08”
no referido planalto. Dentro desse limite geográfico procedeu-se ao mapeamento do
derrame alterado. Tal mapeamento foi executado empregando técnicas de campo e
laboratório. Os trabalhos foram direcionados visando mapear as morfologias da área de
estudo e entender a sua relação com a litologia, bem como estabelecer os limites de
domínio do derrame alterado sob rocha sã.
Os resultados do mapeamento possibilitam inferir que o derrame alterado sob
rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) estratigraficamente encontra-se
entre dois derrames de rocha sã. Nos locais em que ele mantem relevos residuais, como
no caso do RRMDA tratado no item resultados e discussões, significa que o derrame
sobre ele foi dissecado. Onde a drenagem se instalou sobre o derrame alterado a
dissecação ainda não atingiu a rocha sã sotoposta.
A partir dos resultados apresentados observa-se que o derrame alterado não
mantem a superfície II, tal derrame aflora tanto abaixo de 1200m na superfície III como
acima de 1300m, superfície I de Paisani et al. (2008a). Isso demonstra que a sua
distribuição extrapola os limites do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) ou seja,
das superfícies I e II de Paisani et al. (2008a), conferindo-lhe caráter regional. No
entanto, é preciso salientar que, para conhecer precisamente os limites regionais e
topográficos de tal litologia é preciso estender a área de mapeamento, bem como
aumentar o número de pontos mapeados.
O mapeamento geológico-geomorfológico da área de estudo demonstrou ainda
que esta apresenta relevo homogêneo, o que não possibilita a determinação de diferentes
domínios geomorfológicos ou zonas homólogas.
80
Além de entender o papel do derrame alterado na estrutura da paisagem buscou-
se também verificar se há influência estrutural na evolução do relevo da área de estudo.
Com esse objetivo analisou-se feições como lineamentos negativos e positivos, curvas
anômalas, entre outras.
O resultado da análise dos lineamentos negativos correlacionados à orientação
dos canais de 1ª ordem e lineamentos positivos revelou forte concordância direcional
dos rios na área de estudo com o lineamento tectônico do Rio Iguaçu. Como
demonstrado nos resultados, o grande número de curvas anômalas na rede de drenagem
e paleocanais de 2ª ordem nos divisores de água indicariam que a área de estudo sofreu
ou estaria sofrendo movimentações neotectônicas. Com isso pode-se inferir que a
geomorfologia da área de estudo foi fortemente influenciada pelo lineamento tectônico
do Rio Iguaçu, de idade Paleozoica, e recentemente por esforços neotectônicos que
ocasionaram a formação das curvas anômalas na rede de drenagem e a inversão do
relevo que isolou paleocanais de 2ª ordem no divisor de águas regional Iguaçu/Uruguai.
Contudo, apesar do grande número de indicadores de influência estrutural, não foi
possível individualizar blocos morfoestruturais na área de estudo, pois esta apresenta
grande homogeneidade no que concerne as formas do relevo e à distribuição das
anomalias identificadas.
A problemática referente à gênese do derrame alterado sob rocha sã no Planalto
de Palmas (PR)/Água Doce (SC) levou a formulação de três hipóteses. Na primeira
cogitou-se que os afloramentos de rocha alterada seriam paleoperfis de intemperismo de
idade Cretácea. A segunda que a rocha alterada seria o produto da alteração de derrame
básico em contato com o derrame ácido. A terceira atribui origem hidrotermal para a
alteração de tal derrame.
Com o objetivo de estabelecer a gênese do derrame alterado sob rocha sã no
Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC), procedeu-se sua caracterização macroscópica
em campo, microscópica em laboratório, bem como por meio de difração de raio-X
(DRX) da fração argila determinou-se sua mineralogia e pela fluorescência de raio-X
(FRX) sua composição química.
No entanto é preciso salientar primeiramente, que a análise micromorfológica
das seções SS1 e SS2 contribuiu pouco em relação à inferência de alteração hidrotermal
para o derrame alterado. Esta permitiu apenas descrever a organização dos materiais do
derrame alterado e do riolito sobre ele. No caso do riolito por meio da comparação do
tipo de alteração dos minerais identificados a partir da micromorfologia, com os
80
resultados de Clemente (1988), pode-se determinar estágio inicial de alteração
supérgena. Além do descrito acima a micromorfologia deixa claro que para
compreender melhor o tipo de alteração hidrotermal inferido é primordial a aplicação de
microssonda eletrônica. Tal técnica ajudaria principalmente a determinar o estágio de
formação dos minerais hidrotermais no derrame alterado.
Os tipos de alteração hidrotermal são classificados em função da assembleia
mineralógica e das mudanças químicas (PIRAJNO, 2009). Comparando a assembleia
mineralógica das seções SS1 e SS2 com trabalhos clássicos que caracterizam os
principais tipos de sistemas hidrotermais e resultados de pesquisas já realizados em
regiões sujeitas a esse tipo de alteração das rochas, infere-se que o derrame alterado sob
rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) constitui um sistema hidrotermal
epitermal propilítico de baixa sulfetação. No quadro 8 são apresentadas as principais
características desse tipo de sistema hidrotermal (BURNHAM, 1962; PIRAJNO, 1992;
WHITE; HENDQUIST, 1995; SENER; GEVREK, 2000)
Quadro 8. Características de sistema hidrotermal epitermal propilítico de baixa
sulfetação.
Autores Assembleia mineralógica principal pH
Burnham
(1962)
Epidoto, calcita, caulinita, esmectita, clorita,
serpentina, quartzo, albita e K-feldspato.
Próximo a
neutro.
Pirajno (1992) Epidoto, clorita, carbonatos, albita, K-feldspato e pirita. -
White e
Hedenquist
(1995)
Quartzo, cristobalita, calcedônia, calcita, adularia, ilita,
caulinita, pirofilita, alunita e barita.
entre 5 e
6.
Sener e Gevrek
(2000)
K-feldspato, albita, clorita, alunita, caulinita, esmectita,
ilita e minerais opacos.
-
Dos minerais apresentados no quadro 8 na seção SS2 foram encontrados:
esmectita, ilita, clorita, amesita (grupo das serpentinas), pirofilita, barita, albita, K-
feldspato, quartzo e ankerita (grupo dos carbonatos). Outra característica que ajudou na
interpretação do tipo de alteração hidrotermal foi o pH da seção SS2 entre 5 e 6, estes
valores se aproximam dos apontados por Burnham (1962) e White e Hedenquist (1995)
(quadro 8). Como discutido anteriormente o enriquecimento de MgO, típico em
alterações hidrotermais propilíticas, também ajudou na interpretação e caracterização do
tipo de alteração (BURNHAM, 1962).
Além dos minerais que compõem a assembleia mineralógica principal de um
sistema hidrotermal epitermal propilítico de baixa sulfetação, na seção SS2 foram
80
encontrados outros minerais que podem ter gênese hidrotermal. Dentre eles, como já
discutido anteriormente: a aluminita (ARTEMENKO, 2004); a hexahidrita e a
muscovita (Banco de Dados Mineralienatlas, 2012); talco (Banco de Dados de Minerais
da UNESP, 2012); Anidrita (PIRAJNO, 1992; Banco de Dados Mineralienatlas, 2012).
Dos minerais identificados por meio de DRX na seção SS2, os argilominerais
foram os que apresentaram os picos mais agudos e representativos, a esmectita e a
clorita no volume II e a clorita e esmectita nos volumes III, IV, V e VI. No Brasil Silva
(2007) estudou o Depósito Pilar na região de Santa Bárbara e Barão dos Cocais (MG),
identificando três halos de alteração hidrotermal: distal, intermediário e proximal. No
halo distal, aquele mais afastado da fonte dos fluidos que causou a mineralização do
Depósito Pilar, Silva (2007) descobriu que o mineral mais representativo e comum é a
clorita, presente em todos os litotipos afetados pela alteração hidrotermal naquela área
de estudo (xistos máficos, xistos vulcanoclásticos, xistos pelíticos e na formação
ferrífera). No exterior, recentemente ilita associada à clorita foi encontrada por meio de
DRX nos depósitos hidrotermais em zona de alteração distal e intermediária no leste de
Mindanao, nas Filipinas (SONNTAG et al., 2012). Tais informações correlacionadas
com as características do derrame alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC), permitem inferir que os afloramentos desse tipo na área de
estudo são apenas o halo distal de um sistema hidrotermal maior.
Como já referido anteriormente, também no Brasil, Borges et al. (2009)
estudando processos hidrotermais no Cráton Amazônico, registrou a presença de quatro
(1,2,3 e 4) associações minerais. Na associação mineral 3 os principais marcadores
mineralógicos são Clorita + Plagioclásio descalcificado + Biotita, a partir desses
minerais Borges et al. (2009) apontou que o estágio de alteração é o propilítico, o
principal estágio de formação dos minerais é a cloritização, a temperatura de formação
de tal assembleia mineralógica foi estimada entre 280º C e 340º C por meio do uso do
geotermômetro proposto por Cathelineau (1988) que indicou temperaturas de 300º C a
340º C para a formação da clorita. Levando em conta que a clorita apresentou picos
agudos e bem desenvolvidos na seção SS2 nos volumes III, IV, V e VI, usando o
geotermômetro proposto por Cathelineau (1988 apud Borges 2009) pode-se estimar que
o derrame alterado encontrado sob rocha sã na seção SS2 foi alterado por fluidos
hidrotermais que atingiram temperaturas superiores a 300º C.
Na seção SS1 a assembleia mineralógica é bem menos diversificada que a da
SS2, estão presentes apenas minerais silicatos e argilominerais (quadro 3). O pH assim
80
como na seção SS2 está entre 5 e 6, houve também, assim como na seção SS2,
enriquecimento de MgO no volume IV. Nessa seção, pelo DRX os minerais que tem os
picos mais agudos e representativos são a cristobalita e o quartzo. O quartzo é um
mineral estável em condições hidrotermais em temperaturas acima de 150º C (WHITE;
HEDENQUIST, 1995). Segundo o mesmo autor a cristobalita primária indica rochas
alteradas por último e pelos fluidos de mais baixa temperatura, sendo estável na faixa de
temperatura entre 100º C e 150º C, aparecendo naqueles depósitos mais afastados da
fonte de fluído quente. Com base nessas informações, associando-as as considerações
feitas para a seção SS2, pode-se inferir que a seção SS1 também é parte de um sistema
hidrotermal epitermal propilítico de baixa sulfetação. Esta, em relação à seção SS2,
estaria mais afastada da fonte de fluidos quentes que provocou a alteração hidrotermal
do derrame alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC). Por isso
apresenta picos agudos de quartzo e cristobalita e picos incipientes de argilominerais (E,
I, I/E e Ca). Situação oposta da seção SS2 que apresenta picos agudos de argilominerais,
principalmente clorita e esmectita, e nem mesmo apresenta picos incipientes de
cristobalita.
O fato de o derrame alterado apresentar textura completamente diferente da
rocha sã sobre ele permite inferir que o estilo de alteração hidrotermal predominante nas
seções SS1 e SS2 é o estilo pervasivo. Este é caracterizado pela substituição total ou da
maior parte dos minerais da rocha original, resultando na obliteração parcial ou total da
textura original da rocha afetada pelo hidrotermalismo (PIRAJNO, 1992, 2009).
Para finalizar é importante esclarecer que os sistemas hidrotermais epitermais
ocorrem entre 1 e 2 km na crosta terrestre (WHITE; HEDENQUIST, 1995). Desse
modo a presença de um sistema desse tipo aflorando próximo a superfície no Planalto
de Palmas (PR)/Água Doce (SC) indicaria que a área de estudo sofreu soerguimento.
Nesse planalto esse tipo de esforço tectônico foi apontado por Paisani et al. (2008a),
quando propuseram modelo evolutivo para o relevo do SW do Paraná e NW de Santa
Catarina. Tal soerguimento intensificou a morfogênese nesse planalto (PAISANI et.
al.,2012). Intensa morfogênese significa mais erosão, esse foi possivelmente um dos
fatores que fizeram com que o derrame alterado hidrotermalmente esteja aflorando na
superfície hoje, pois conforme Bateman (1956) os depósitos hidrotermais formados em
profundidade tem sido expostos por erosão profunda.
A dedução de que o derrame alterado sob rocha sã no Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC) é produto de alteração hidrotermal confirma as ideias de Paisani
80
et al. (2008a), os quais inferiram que o relevo em escadaria do Sudoeste do Paraná e
Noroeste de Santa Catarina estaria relacionado a soerguimento a leste no Planalto de
Palmas (PR)/Água Doce (SC), e subsidência a oeste na calha do rio Paraná.
Com base no que foi discutido até aqui, de maneira resumida pode-se dizer que:
1. A geomorfologia do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) foi fortemente
influenciada pelo lineamento tectônico do Rio Iguaçu, de idade Paleozoica e
recentemente por esforços neotectônicos que ocasionaram a formação de curvas
anômala na rede de drenagem e a inversão do relevo que isolou paleocanais de
2ª ordem no divisor de águas regional Iguaçu/Uruguai;
2. A exposição, na superfície, do derrame alterado hidrotermalmente está
provavelmente ligada ao soerguimento do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce
(SC), processo já inferido por Paisani et al. (2008a);
3. O derrame alterado situado neste planalto estratigraficamente encontra-se entre
dois derrames de rocha sã;
4. Afloramentos desse tipo são encontrados tanto abaixo de 1200m, na superfície
III, como acima de 1300m, superfície I de Paisani et al. (2008a). Demonstrando
que sua distribuição extrapola os limites do Planalto de Palmas (PR)/Água Doce
(SC), conferindo-lhe caráter regional;
5. Em relação à gênese desse derrame infere-se que o mesmo faz parte de um
sistema hidrotermal epitermal de baixa sulfetação, cujo estilo de alteração
hidrotermal é o pervasivo e o estágio de alteração desse derrame é o propilítico;
6. Tal derrame, alterado hidrotermalmente, corresponde ao halo distal de um
sistema hidrotermal maior;
7. Na seção SS2 o mineral mais representativo é a clorita, usando esse mineral
como um geotermômetro é possível inferir que o derrame alterado nessa seção
esteve sujeito a fluidos hidrotermais com temperatura acima de 300º C;
8. Na seção SS1 o mineral mais representativo é a cristobalita. A presença deste
mineral no derrame alterado indica que esteve sujeito a fluidos de mais baixa
temperatura, tal mineral é estável na faixa de temperatura entre 100º C e 150º C,
aparecendo naqueles depósitos mais afastados da fonte de fluído quente.
9. Apesar dos resultados que se tem até o momento ainda ficaram algumas
questões em aberto, as quais podem conduzir estudos futuros. Por exemplo: a)
80
Quais os limites regionais e topográficos do derrame alterado? b) Qual o limite
temporal da movimentação neotectônica inferida para o Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC)? c) Qual a fonte de fluidos quentes que ocasionou a
alteração hidrotermal neste planalto?
80
7. REFERENCIAL BIBLIOGRAFICO
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VITTE, A. C. Considerações sobre a teoria da etchplanação e sua aplicação nos estudos
das formas de relevo nas regiões quentes e úmidas. Terra Livre, n.16, p.11-24, 2001.
VITTE, A. C. Etchplanação dinâmica e episódica nos trópicos quentes e úmidos.
Revista do Departamento de Geografia, v. 16, p. 105-118, 2005.
VOLKMER, S. Mineralogia e morfologia de coberturas de alteração desenvolvidas
em rochas vulcânicas ácidas: os exemplos de Palmas e Pinhão, PR. 1999. 189p. Tese
(Doutorado em Geoquímica e Geotectônica) – Instituto de Geociências, Universidade
de São Paulo, São Paulo.
VOLKMER, S.; FORTES, E. Análise preliminar da Geomorfologia dos terrenos
vulcânicos da Região Oeste do Estado do Paraná. In: X Simpósio Brasileiro de
Geografia Física Aplicada, Anais... 2003. Disponível Em:
<http://www.cibergeo.org/xsbgfa/cdrom/eixo3/3.4/247/247.htm>. Acesso em:
09.jul.2004.
WHITE, N. C.; HEDENQUIST, J. W. Epithermal gold deposits: styles, characteristics
and exploration. SEG Newsletter, n. 23, pp. 1, p. 9-23, 1995.
ZAINE, J. E. Geologia da Formação Rio Claro na folha Rio Claro (SP). Rio Claro,
1994. 90 p. Dissertação (Mestrado). Instituto de Geociências e Ciências Exatas,
Universidade Estadual de São Paulo.
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ANEXO I
Descrição petrográfica do riolito
Para descrição petrográfica do riolito encontrado no Planalto de Palmas
(PR)/Água Doce (SC) coletou-se em campo amostra da rocha sã. Com esta
confeccionou-se lâmina delgada utilizada para analise em microscópio petrográfico.
Quanto à cristalinidade o riolito é hialocristalino, ou seja, constituído por mistura
de cristais e vidro formados através do resfriamento rápido do magma. Em relação à
granulometria, com olho desarmado não é possível a distinção de minerais sendo esta
rocha classificada como afanítica. Ao microscópio a mesma é classificada como
microcristalina, pois os minerais são distinguíveis. Conforme Machado (2003) o riolito
apresenta aspecto afírico e estrutura “sal e pimenta”, formada por quantidades semelhantes
de cristais claros e escuros (prancha 10-a), sendo hipohialino (mais de 60% de vidro).
A mineralogia de tal rocha é relativamente simples, é constituído por 16% de
microfenocristais de plagioclásio, 11% augita, 3% pigeonita, 5% magnetita, 1% apatita,
e cristais de piroxênios com hábito acicular, envolvidos por trama de quartzo e feldspato
alcalino em intenso crescimento granofírico que corresponde em média a 63% do
volume total da rocha (NARDY et. al., 2008).
Dos minerais citados acima a análise petrográfica da lâmina do riolito do
Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC), com aumentos de até 63x, possibilitou a
identificação de plagioclásio, piroxênio e minerais opacos, possivelmente magnetita
(prancha 10).
Os cristais de plagioclásio possuem formas ripadas, mais ou menos alongadas, e
terminação em “cauda de andorinha” (prancha 10-b-e). Este tipo de terminação é
evidencia de rápido resfriamento do magma que originou a rocha (MACHADO, 2003).
Os cristais de piroxênio apresentam hábito acicular (prancha 10-f-g), segundo o mesmo
autor também são evidencias de rápido resfriamento. Os minerais opacos tem hábito
variando de cúbico, octaédrico, prismático, tabular, ameboide até esqueletiforme
(MACHADO, 2005). Segundo Nardy et al. (2008) estes minerais correspondem a
magnetita (prancha 10-h-i), sendo rara a ocorrência de ilmenita (CLEMENTE, 1988).
A partir de análise mais detalhada da lâmina, observa-se que há minerais em
processo de alteração, especialmente os plagioclásios (prancha 10-c-d-e). Isto porque
este mineral contem na sua composição elementos químicos bastante solúveis (Na e/ou
Ca), em geral os primeiros a serem lixiviados.
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Prancha 10. Micrografias de lâmina do riolito. a) aspecto geral do riolito, aumento 1,25x, com nicóis
paralelos (NP); b) plagioclásio com terminação em cauda de andorinha, aumento 40x, NP; c) plagioclásio
com rede linear irregular de fissuras (irregular linear pattern), 63x, com NP; d) plagioclásio com padrão
de alteração do tipo particular (particular type) e rede linear irregular de fissuras (irregular linear
pattern), 40x, NP; e) plagioclásio com terminação em cauda de andorinha, 40x, NP; f) piroxênio, 40x,
NP; g) piroxênios, 40x, NP; h) opaco, possivelmente magnetita com padrão de alteração do tipo peculiar
(peculiar type), 40x, NP; i) opaco, possivelmente magnetita com padrão de alteração do tipo peculiar
(peculiar type), 40x, NP. Plg: plagioclásio. P: piroxênio. O: mineral opaco.
Apesar de apresentarem indícios de alteração, a forma dos plagioclásios está
bem preservada (prancha 10-c-d-e), configurando desse modo alteração mesomorfa
(DELVIGNE, 1981). Tal alteração está avançando a partir das superfícies externas do
mineral (prancha 10-d) e também progredindo a partir das superfícies de fraturas
intraminerias (prancha 10-c-d). Há casos em que a alteração progride anarquicamente
em manchas individuais, disseminadas sem ordem no interior do mineral primário
(prancha 10-e). Segundo Delvigne (1981) no caso da prancha 10-d tem-se padrão de
alteração do tipo peculiar (peculiar type), na prancha 10-c rede linear irregular
(irregular linear pattern), prancha 10-e (dottedd pattern), estes são todos padrões
típicos de estágio inicial de alteração. Clemente (1988) destaca que as primeiras
manifestações da alteração dos plagioclásios consistem no aparecimento de finas
fraturas que não seguem os planos de clivagem ou macla do plagioclásio, como descrito
anteriormente (prancha 10-c-d).
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Além dos plagioclásios, a magnetita (prancha 10-h-i) também está em processo
inicial de alteração, com padrão de alteração do tipo peculiar (DELVIGNE, 1981).
Como este mineral não apresenta fraturas nem direções cristalográficas preferenciais e
particulares desenvolve inicialmente alteração do tipo peculiar, caso em que esta
progride em direção ao interior do mineral a partir de suas bordas (CLEMENTE, 1988).
A partir do que foi discutido acima, apesar de macroscopicamente a amostra de
riolito coletada no Planalto de Palmas (PR)/Água Doce (SC) apresentar-se
aparentemente sã, a microscopia mostrou que a rocha está em estágio inicial de
alteração.
