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
(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).
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.
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.
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
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
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.
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.
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-encontra-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
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).
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).
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
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).
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).
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).
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).
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
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).
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
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
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).
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).
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
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).
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).
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).
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,
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
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
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.
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
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).
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
