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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO DO COBRE NATIVO, ESTRATIGRAFIA DE DERRAMES E GEOCRONOLOGIA DE BASALTOS DA REGIÃO DE VISTA ALEGRE, PROVÍNCIA MAGMÁTICA PARANÁ, SUL DO BRASIL VITER MAGALHÃES PINTO ORIENTADOR: Léo Afraneo Hartmann BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. João Carlos Biondi – Setor de Ciências da Terra, Universidade Federal do Paraná Prof. Dr. Caetano Juliani – Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo Prof. Dr. Evandro Fernandes de Lima – Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul Tese de Doutorado apresentada como requisito parcial para a obtenção do Título de Doutor em Geociências Porto Alegre, 2010
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO DO COBRE NATIVO,
ESTRATIGRAFIA DE DERRAMES E GEOCRONOLOGIA DE
BASALTOS DA REGIÃO DE VISTA ALEGRE, PROVÍNCIA
MAGMÁTICA PARANÁ, SUL DO BRASIL
VITER MAGALHÃES PINTO
ORIENTADOR: Léo Afraneo Hartmann
BANCA EXAMINADORA:
Prof. Dr. João Carlos Biondi – Setor de Ciências da Terra, Universidade
Federal do Paraná
Prof. Dr. Caetano Juliani – Instituto de Geociências, Universidade de São
Paulo
Prof. Dr. Evandro Fernandes de Lima – Instituto de Geociências,
Universidade Federal do Rio Grande do Sul
Tese de Doutorado apresentada como
requisito parcial para a obtenção do Título de
Doutor em Geociências
Porto Alegre, 2010
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AGRADECIMENTOS
Esta tese foi realizada com o apoio do projeto Minerais Estratégicos do Sul do
Brasil em convênio entre a UFRGS – IGEO, Universidade do Oeste da Austrália
(UWA), Universität Stuttgart, Serviço Geológico do Brasil (CPRM), FAPERGS e
CNPq.
Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pela
concessão de bolsa de estudos no Brasil e na Austrália (UWA). As universidades
UFRGS e UWA, que foram minhas segundas (às vezes primeira) casas nesse período.
Ao meu orientador Léo Afraneo Hartmann, que cumpriu seu papel com
excelência, especialmente pelo seu entusiasmo na pesquisa científica (contagiante) e
companheirismo.
Ao meu supervisor na UWA, Neal Jesse McNaughton, um gentleman e a João
Orestes S. Santos, companheiro colorado e marcelinense em Perth, além de grande
mestre do SHRIMP e de Shiraz.
Ao programa de Pós-Graduação de Geociências da UFRGS – IGEO, sob
coordenação do prof. Elírio Toldo Jr e, em especial, ao Robertinho e a Letícia, por sua
amizade, paciência e, sobretudo, apoio nos momentos certos.
Ao amigo e colaborador Wilson Wildner que abriu as portas do magmatismo Serra
Geral e me mostrar lá no início que “os basaltos não são todos iguais”. Ao Manara e a
todos os colegas que passaram pela sala estratégica Lauren, Simone, Leonardo,
Cassiana, Juliana, Karine, Sandro, Laura, Cris, Thisi e Francisco. Aos meus colegas e
amigos na UWA Koh e Belinda, além dos professores Steffen Hagemann e Wolfgang
Maier.
Agradeço ao Gerry (Kilkenny!) e Tila.
Pelo exemplo meu Pai Vitor e família. A minha mãe e minha mana.
Vaneza, meu amor, que foi minha companheira em todo o percurso, que deu toda
a base que precisei e, lógico, pela grande paciência. Julinha tu também ajudou.
Ao Rafael, que nasceu em meio à tese, minha dedicação.
3
RESUMO
O tema central desta tese são as condições de formação de depósitos de cobre
nativo em rochas basálticas do magmatismo Paraná e o entendimento do contexto
geológico regional, com ênfase na estratigrafia, geoquímica e geocronologia do distrito
mineiro de Vista Alegre, sul do Brasil.
A ocorrência de cobre nativo é generalizada na província magmática Paraná,
tanto em filmes de forma dendrítica na porção maciça como preenchendo amigdalas na
porção superior dos derrames basálticos. Os basaltos do distrito de Vista Alegre
apresentam alta média de cobre (220 ppm), representado por cobre nativo, óxidos de
cobre, crisocola e raras ocorrências de malaquita e azurita. O cobre é associado com
esmectitas dioctaédrica e trioctaédricas, zeolitas (heulandita e clinoptilolita), quartzo e
calcita, típica mineralogia relacionada a alteração hidrotermal de baixa temperatura (100
– 150ºC). A distribuição de elementos do grupo da platina (EGP) mostra
enriquecimento de Pd em relação a Pt, tanto em rocha total como na zona portadora de
cobre nativo. Com base nas evidências de campo e petrográficas, integradas com
imagens de MEV, análises de microssonda eletrônica (EPMA) e EGP análises indicam
que a mineralização de cobre é do tipo hidrotermal epigenética, seguida de
enriquecimento supergênico.
A caracterização geoquímica de treze derrames basálticos, elaborado a partir de
quatro seções geológicas na região de Vista Alegre (RS-SC), sul do Brasil, demonstrou
que os cinco derrames basais são do tipo Pitanga e os oito superiores são Paranapanema
tipo. Além disso, cada derrame pode ser identificado a partir de sua composição
química. A correlação entre as quatro seções geológicas realizadas demonstra a posição
subhorizontal dos derrames em três seções e que o bloco Itapiranga foi abatido 200
metros em relação ao bloco Frederico Westphalen.
Dados isotópicos em zircão em SHRIMP da província magmática Paraná são
apresentados em uma amostra basática (alto-Ti, tipo Pitanga) da região de Vista Alegre
e três rochas vulcânicas de composições ácidas de baixo-Ti, tipo Palmas, do município
de São Francisco de Paula (RS) e de alto-Ti, tipo Chapecó, da região de Guarapuava
(PR). Os zircões ígneos das rochas resultaram em 134,4 ± 1,1 Ma (basalto) 134,6 ± 1,4
Ma (rhyodacito) e 134,8 ± 1,4 e 135,6 ± 1,8 Ma (quartzo latitos). Os resultados indicam
que as rochas vulcânicas bimodais da província, pelo menos do lineamento Piquiri para
a porção sul da província, possui rápida taxa de erupção (cerca de 1 Ma) e com principal
pico de magmatismo em 135 Ma.
4
ABSTRACT
The subject of this thesis is the conditions for the formation of native copper
deposits in basaltic rocks of the Paraná magmatism and understanding of regional
geological context, with emphasis on stratigraphy, geochemistry and geochronology of
the mining district of Vista Alegre, southern Brazil.
Native copper is widespread in the Lower Cretaceous Paraná basaltic province,
southern Brazil, both as films in fractures and as massive balls in amygdules. The Vista
Alegre district presents high average 220 ppm Cu content of the basalts resulted in ore
of native copper, Cu oxides, abundant chrysocolla in the top of mineralizations and
minor malachite and azurite. Native copper is associated with dioctahedral and
trioctahedral smectites, zeolites (heulandite and clinoptilolite), quartz and calcite,
typical of a low–T (100-150˚C) hydrothermal alteration assembly. The PGE distribution
shows enrichment in Pd in relation to Pt both in basalts and in native copper, supporting
the hypothesis of hydrothermal origin of the mineralization. Based on field and
petrographic evidence, integrated with BSE images, EPMA analyses, EGP contents of
native copper and bulk rock analyses, this is an epigenetic hydrothermal copper
mineralization, followed by supergene enrichment.
The geochemical characterization of thirteen Paraná flows in the Vista Alegre
region (RS-SC), southern Brazil, displays the homogeneous basaltic composition. The
five basal flows are Pitanga-type, whereas the eight upper flows are Paranapanema-
type. Also, every flow can be identified from its chemical composition; sets of flows
have comparable variation in chemical composition. The flow-by-flow correlation in
four sections shows the horizontal position of the flows in three profiles and a 200-m
down-drop of the Itapiranga block with respect to the Frederico Westphalen block.
Ion microprobe U-Pb isotopic data on zircons from the Paraná magmatic
province are presented from one tholeiitic (high-Ti Pitanga type) from the Vista Alegre
region and three felsic volcanic rocks from the low-Ti Palmas, São Francisco de Paula
(RS) town and high-Ti Chapecó types from Guarapuava (PR) region. Igneous zircons
from the four volcanic rocks yield volcanism ages within error: i.e. 134.4±1.1 Ma
(basalt), 134.6±1.4 Ma (rhyodacite), 134.8±1.4 (quartz latite) and 135.6±1.8 Ma (quartz
latite). Our results show that the bimodal volcanics of the province, at least to the south
of the Piquiri lineament, have very high effusion rates (~1 m.y.) with a main pulse at
~135 Ma.
5
LISTA DE FIGURAS*
Figura 1: Mapa de localização mostrando a área de abrangência da PMP na América do Sul, os tipos químicos e a área da tese (modificado de Peate et
al., 1992)
20
Figura 2: Derrame de basalto portador de minério de cobre (Szubert et al., 1979)
21
Figura 3: Coluna Estratigráfica Iraí-Frederico Westphalen de Gomes (1996)
LISTA DE TABELAS* Tabela 1: Características dos tipos de magmas da província magmática Paraná (Peate, 1997)
Tabela 2: Nomenclatura estratigráfica do Grupo Serra Geral (Wildner et al.
2007) e conexão química com a classificação de Peate (1997)
Tabela 3: Principais trabalhos relacionados ao tema Cobre nos basaltos do
magmatismo Paraná
23
16
17
29
* Referentes aos capítulos I e II.
6
ESTRUTURA E ORGANIZAÇÃO DA TESE
A estrutura essencial da tese segue a apresentação na forma de artigos
científicos, segundo as normas do Programa de Pós-Graduação em Geociências da
Universidade Federal do Rio Grande do Sul (PPGGeo – UFRGS).
O Capítulo I aborda a caracterização do problema e objetivos do estudo,
localização da área piloto e descrição dos métodos analíticos.
O Capítulo II trata do estado da arte com uma revisão bibliográfica referente ao
contexto regional, com ênfase no arcabouço geotectônico, estratigrafia, geoquímica e
dados geocronológicos do Magmatismo Paraná. Neste capítulo também revisamos os
principais trabalhos geológicos relacionados com o entendimento das condições de
formação de depósitos de cobre nativo tanto em nível mundial como local.
No capítulo III, apresentamos o artigo Epigenetic hydrothermal origin of native
copper and supergene enrichment in the Vista Alegre district, Paraná basaltic province,
southernmost Brazil, que contempla a hipótese epigenética para a deposição do cobre
nativo nos basaltos do distrito de Vista Alegre. O artigo foi submetido e já aceito para
publicação no periódico International Geology Review.
O capítulo IV aborda a caracterização geoquímica e estratigráfica dos derrames
basálticos da região de Vista Alegre e está submetido aos Anais da Academia Brasileira
de Ciências, sob o título Flow-by-flow chemical stratigraphy of thirteen Serra Geral
Group from the Vista Alegre region (RS-SC), Southernmost Brazil.
O artigo Paraná basalt, quartz latite and rhyodacite ages from high Th/U
magmatic zircon, southern Brazil, apresenta novas idades U-Pb em SHRIMP de rochas
vulcânicas basálticas e ácidas do magmatismo Paraná, tanto na região de Vista Alegre
como em outras localidades da província, submetido à Chemical Geology and Isotope
Geosciences. Este artigo é apresentado no capítulo V.
As considerações finais com a síntese dos resultados que serviram de base para as
conclusões é tratado no capítulo VI.
As referências bibliográficas pertinentes aos capítulos I, II e VI estão listadas em
ordem alfabética no item Referências após o capítulo VI. O corpo principal da tese de
doutorado, composto por artigos científicos (capítulos III, IV e V), tem suas referências
organizadas ao final de cada um. As figuras e tabelas citadas no sumário são referentes
aos capítulos I e II.
7
SUMÁRIO
Agradecimentos
Resumo
Abstract
Lista de figuras e Lista de tabelas
Estrutura e organização da tese
Capítulo I – Introdução
I.1 Apresentação
I.2 Área de trabalho
I.3 Objetivos
I.4 Metodologia
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8
9
9
10
Capítulo II – Estado da Arte
II.1 Apresentação
II.2 Geologia Regional
II.2.1 Arcabouço geotectônico
II.2.2 Caracterização geoquímica e estratigráfica
II.2.3 Geocronologia
II.3 Características gerais da área de trabalho
II.3.1 Características dos derrames da área de trabalho
II.3.2 Petrografia
II.4 – Revisão bibliográfica de Depósitos de Cobre Nativo em Rochas Basálticas
II.4.1 - Propriedades gerais do cobre nativo
II.4.2 - Principais depósitos de cobre nativo em rochas basálticas
II.4.3 – Cobre nativo nas rochas basálticas do magmatismo Paraná
13
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27
Capítulo III - Epigenetic hydrothermal origin of native copper and supergene
enrichment in the Vista Alegre district, Paraná basaltic province
31
Capítulo IV - Flow-by-flow chemical stratigraphy of thirteen Serra Geral Group
from the Vista Alegre region (RS-SC), Southernmost Brazil.
54
Capítulo V - Paraná basalt, quartz latite and rhyodacite ages from high Th/U
magmatic zircon, southern Brazil.
73
Capítulo VI – Considerações finais e conclusões 102
Referências 108
Anexos – Comprovantes de aceite e submissão dos artigos 114
8
CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO
I.1 - Apresentação
Os depósitos dominados por cobre nativo são raros porque ambientes
hidrotermais empobrecidos em enxofre (S) são incomuns. Os basaltos podem hospedar
tais depósitos, por apresentarem circunstâncias favoráveis. As rochas basálticas da
província magmática Paraná do sul do Brasil, hospedam várias ocorrências de cobre
nativo, visível nas disjunções da parcela central maciça dos derrames e principalmente
preenchendo amígdalas nas porções superiores dos derrames.
Embora o minério de cobre seja explorado economicamente em basaltos em
diversos outros lugares (Província de Keweenaw, EUA; a província de Zhaotong,
China), pouca atenção foi destinada a esta mineralização nos volumosos e extensivos
basaltos da província Paraná da América do Sul. Há várias ocorrências de cobre nativo
nos basaltos da Bacia do Paraná, em especial na região limite entre os estados do Rio
Grande do Sul e Santa Catarina e no centro-oeste do estado do Paraná no Brasil.
Ocorrências similares são conhecidas na região norte da Argentina, no mesmo contexto
geológico das ocorrências no Brasil acima citadas. O potencial interesse econômico no
cobre nos basaltos Mesozóicos Intraplacas é aumentado agora pela descoberta de um
depósito importante em circunstâncias geológicas similares na China (província de
Zhaotong).
Duas hipóteses principais são consideradas geralmente para a origem do cobre
nativo e dos minerais associados nos basaltos da província magmática Paraná – PMP:
(1) deposição direta com a solidificação da lava e (2) deposição por processo pós-
magmático tipo epitermal.
Com vista a entender melhor a origem do cobre nativo nos basaltos da PMP
(artigo um), trabalhamos na região norte do estado do Rio Grande do Sul (município de
Vista Alegre, principalmente) e sul do estado de Santa Catarina (município de
Itapiranga), onde foram catalogadas dezenas de ocorrências de Cobre por Szubert et al.
(1979), denominada neste trabalho de Distrito Cuprífero Vista Alegre.
O entendimento do contexto regional foi realizado com intensa revisão
bibliográfica e mapeamento geológico da área que engloba a mineralização de cobre,
com ênfase na estratigrafia dos derrames basálticos, análises geoquímicas, petrográficas
e considerações petrogenéticas (artigo dois) e análises geocronológicas do derrame
9
basal do Distrito Cuprífero Vista Alegre e de duas amostras de rochas de outras
unidades da PMP para fins comparativos (artigo três).
I.2 – Área de trabalho
Neste trabalho, optamos por estudarmos parte da área do projeto Cobre em
Itapiranga (Szubert et al., 1979), de cerca de 2400 km2, na região limite entre os estados
do Rio Grande do Sul e Santa Catarina (Figura 1). Esta região pertence ao domínio de
rochas basálticas da província magmática Paraná.
A via de acesso à área, a partir de Porto Alegre, é realizada pela rodovia BR-386
até os municípios de Frederico Westphalen e Iraí. Os acessos aos demais municípios e
prospectos é feito através de estradas estaduais ou municipais.
Nos trabalhos de campo, estudamos dezenas de ocorrências de cobre nativo do
projeto citado, com especial atenção para as ocorrências próximas aos municípios de
Vista Alegre (RS) e Itapiranga (SC), e o distrito de Flor da Serra, município de Tenente
Portela (RS). Também realizamos estudos na região dos municípios de Frederico
Westphalen e Iraí, para melhor entendermos o contexto geológico local.
I.3 – Objetivos
A presente pesquisa faz parte do projeto de Excelência “Minerais estratégicos no
Sul do Brasil”, coordenado pela UFRGS, representado pelo Dr. Léo Afraneo Hartmann,
com a participação de instituições como Fundação de Amparo à Pesquisa no Rio
Grande do Sul - FAPERGS, CNPq, Serviço Geológico do Brasil (CPRM), Universidade
do Oeste da Austrália (UWA) e Universidade de Stuttgart, Alemanha.
Os objetivos principais desta tese são a metalogênese do cobre em rochas
basálticas da PMP, pois há duas hipóteses (deposição direta com a solidificação da lava
/ pós-magmático) conflitantes quanto a sua origem nos basaltos; e contribuições para o
entendimento do contexto geológico regional através da estratigrafia química e
geocronologia das rochas basálticas da região estudada. Para melhor entendermos a
evolução geocronológica da PMP utilizamos amostras de rochas de outras localidades
da província.
I.4 - Metodologia
Neste item será descrita a síntese das etapas de trabalho e dos métodos analíticos
empregados para a resolução dos problemas.
10
• Levantamento bibliográfico
Compilação e levantamento dos dados publicados sobre as mineralizações de
cobre em basaltos, alem de literatura sobre as grandes províncias magmáticas, com
ênfase no Grupo Serra Geral. Esta etapa consumiu desde o inicio da elaboração da tese
até o desenvolvimento deste texto final.
• Fotointerpretação
A interpretação de fotografias aéreas na escala 1:60.000 e 1:25.000, de
propriedade do Serviço Geológico do Brasil, foram feitas com o principal objetivo de
auxiliar na delimitação dos perfis geológicos realizados. Estes dados foram comparados
com estruturas regionais observadas em imagens de satélite.
• Mapeamento geológico
Foram realizadas quatro etapas de campo, sendo a primeira para reconhecimento
da área de trabalho e as demais para o efetivo mapeamento das dezenas de ocorrências
de cobre compiladas por Szubert et al. (1979) e das unidades estratigráficas da área,
com a realização de perfis geológicos em quatro seções, sendo três em zonas portadoras
de mineralização de cobre e a seção de Irai-Frederico Westphalen, apesar de poucas
evidências de cobre, foi efetuada por ser representativa da coluna estratigráfica da
região trabalhada. Todas as unidades mapeadas foram amostradas para fins
petrográficos e de análises geoquímicas.
• Petrografia
A petrografia ótica foi realizada em microscópio de luz transmitida e refletida de
todos os derrames basálticos amostrados e de amostras das zonas mineralizadas em
cobre. Esta etapa foi fundamental no reconhecimento de feições a serem observadas em
detalhe em microscopia eletrônica de varredura (MEV) e nas análises químicas dos
minerais em microssonda eletrônica.
• Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV)
Esta etapa foi utilizada para determinar as seqüências paragenéticas e
consequentes fases sucessivas relacionadas à ocorrência de cobre. As imagens de
eléctrons retroespalhados (backscattering electron images - BSE) foram obtidas em
todos minerais analisados em microssonda eletrônica e também na identificação e forma
de cristais de zircões, para fins de auxiliar na etapa de datação radiométrica.
As análises foram realizadas na Universidade Federal do Rio Grande do Sul
(Porto Alegre, Brasil) em aparelho JEOL JSM-5800 e na Universidade do Oeste da
11
Austrália (Perth, Austrália) em equipamento JEOL JSM-6400 SEM equipados com
EDS (Energy Dispersive X-Ray Spectroscopy).
• Microssonda Eletrônica
As análises químicas quantitativas (Wavelength Dispersive X-Ray Spectroscopy
– WDS) foram executadas em microssonda eletrônica JEOL JSM-6400R
MICROPROBE na Universidade do Oeste da Austrália (UWA). Foram realizadas
análises em minerais maiores dos derrames basálticos identificados na área de estudo e
nos minerais de alteração associados à paragênese da mineralização cuprífera. A rotina
de trabalho para análise dos minerais silicáticos (plagioclásio e piroxênio) utilizou 15
kV de aceleração de corrente, corrente de feixe de 15 nA e diâmetro de 1 µm, enquanto
que em minerais hidratados, como zeolitas e argilominerais, o diâmetro do feixe foi de
10 µm, para minimizar a migração de elementos alcalinos e convertido a peso
percentual de óxidos, seguindo o método de Tingle et al. (1996).
• Análise química
a) Rocha Total
Foram coletadas 42 amostras de rocha para análise química, com o intuito de
classificar os tipos de rocha e auxiliar na determinação da estratigrafia dos derrames do
Distrito Cuprífero de Vista Alegre. As análises foram realizadas no ACME Analytical
Laboratories, no Canadá. A metodologia utilizada foi separação de 0,2 g de amostra em
pastilhas fundidas por LiBO2 e analisadas por ICP-ES (maiores) e por ICP-MS
(menores). Análises para elementos traço, em ICP-MS usou-se 0,5 g de amostras,
lixiviadas com 3,0 ml de 2-2-2 HCl-HNO3-H2O a 95º C por uma hora.
b) Elementos do Grupo da Platina
Como o cobre nativo é altamente variável em termos de abundancia mineral e o
basalto hospedeiro contém abundante amígdalas com variáveis conteúdos de zeolitas,
calcita, quartzo e argilominerais, análises de rocha total, nesse caso, não tem muito
significado. Por isso realizamos análises no Ultra Trace Laboratories, Austrália, de
elementos traços e de elementos do grupo da platina dos níveis mineralizados a cobre e
de basaltos maciços dos derrames da região para comparação.
O elemento cobre e outros metais, como a prata, o arsênio, níquel e zinco foram
determinados por ICP-ES (Inductively Coupled Plasma Optical - Emission
Spectrometry).
Os elementos paládio e platina, com ouro incluso, têm limite de detecção de 0,5
ppb e Rh, Ru, Os e Ir tem 0,1 ppb de limite de detecção, foram analisados em cerca de
12
40 gramas da amostra pelo método Fire Assay usando sulfeto de Níquel como coletor e
identificados por ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry).
• Análises Isotópicas U/Pb
O mineral usado para a geocronologia do U-Pb foi o zircão, apesar de
analisarmos grãos de titanita, mas estes mostraram resultados inconsistentes,
principalmente pelo baixo conteúdo de urânio nos grãos analisados. Durante a análise
de núcleos e de bordas dos zircões datados, estes mostraram idades similares em
conformidade com as texturas homogêneas.
Nós usamos a metodologia baseada em Santos et al. (2008): As amostras da
rocha foram esmagadas, moídas e peneiradas (60 meches) e os minerais pesados foram
separados usando técnicas do líquido pesado (TBE-tetra-bromo-etano) e de separação
magnética. A separação final dos grãos minerais foi realizada à mão. Estes foram
montados em discos da cola Epoxy com fragmentos dos padrões, polidos,
fotomicrografados na luz transmitida e refletida, e imageados por elétrons
retroespalhados (BSE) para identificar sua morfologia interna, usando um microscópio
eletrônico de varredura. As montagens epoxi eram limpas então e gold-coated para ter
uma condutibilidade elétrica uniforme durante as análises do SHRIMP (Sensitive High
Resolution Microprobe). O padrão do zircão usado foi o zircão BR266 (559 milhões de
anos, 903 ppm U). A composição isótopica dos minerais foi determinada usando o
SHRIMP II (De Laeter e Kennedy, 1998), usando os métodos baseados naqueles de
Compston et al. (1992). O zircão foi analisado usando um feixe de íon preliminar de 4
nA, 10 kVO22- com um diâmetro de ~25µm focalizado no mineral. Para cada análise de
ponto, 60-90 s foram usados pre-sputtering para remoção do ouro de cobertura. Cada
análise constou de cinco a seis varreduras sendo que os resultados com mais de 0.50%
de correções do Pb comum são apresentadas, mas não usadas em cálculos da idade. Os
dados dos zircões são reduzidos usando o SQUID® (Ludwig, 2002). Os dados foram
traçados na média em peso percentual e nos diagramas correspondentes de Concórdia
usando o software de ISOPLOT/Ex® (Ludwig, 1999).
O equipamento utilizado foi o SHRIMP B, localizado na Universidade Curtin de
Tecnologia de Perth, Oeste da Austrália. Este equipamento pertence a um consórcio
entre a própria Curtin Universidade, o Serviço Geológico do Oeste da Austrália e a
Universidade do Oeste da Austrália (UWA).
13
CAPÍTULO II - ESTADO DA ARTE
II.1 - Apresentação
O estado da arte descreve o conhecimento científico dos temas abordados da
tese. Essa revisão bibliográfica versa primeiramente sobre as características gerais do
contexto geológico regional, com ênfase na geoquímica e estratigrafia, além da
geocronologia da província magmática Paraná. Também é realizada ampla revisão dos
trabalhos anteriores inseridos na área de trabalho, englobando a estrutura e estratigrafia
dos derrames e as evidências geoquímicas e petrográficas. Por fim são apresentados os
principais trabalhos mundiais e regionais relacionados diretamente a deposição de cobre
nativo no mesmo ambiente geológico do escopo desse trabalho.
II.2 – Geologia Regional
II.2.1 - Arcabouço geotectônico
A partir dos anos 90, as províncias de basaltos continentais são reconhecidas
como um tipo particular de Grandes Províncias Ígneas (GPIs), as quais são definidas
como regiões de extensivo extravasamento de lavas, com a predominância de lavas de
composição toleíticas, distribuídas por superfícies superiores a 0,1 Mkm2 (Nardy et al.
2008), associadas com intrusões de rochas de composição predominante máfica, cuja
origem está relacionada a processos diferentes daqueles vinculados ao espalhamento
"normal" do assoalho oceânico. Estas grandes províncias representam, depois dos
assoalhos oceânicos, os maiores eventos ígneos do planeta.
Diferentemente do passado, quando as GPIs (Coffin e Eldholm, 1992, 1993)
eram estudadas separadamente, a integração de grande quantidade de dados apontam a
existência de importantes relações temporais, espaciais e composicionais entre elas. Tais
estudos indicam, ainda, que a origem e a evolução destas províncias estiveram
fortemente vinculadas à dinâmica mantélica e que, algumas marcam eventos de
abrangência global, cuja própria colocação estaria relacionada às modificações, tanto
das taxas quanto das direções de movimentação das placas tectônicas.
Dentre as Grandes Províncias Ígneas, como Karoo, Decan, os Traps Siberianos
entre outras, destaca-se a província magmática Paraná-Etendeka, onde a área trabalhada
está inserida, com um volume de magma estimado em 790 000 km3 (Bellieni et al.
1984), localizada na porção centro-oriental da América do Sul e noroeste da Namíbia,
representa uma unidade geotectônica com cerca de 1.7x106 km² ocupando parte dos
14
territórios do Brasil, cerca de 1,2x106 km² (Cordani e Valdoros, 1967), Argentina,
Uruguai e Paraguai, estando o extremo NE desta bacia (cerca de 5%), posicionado no
oeste da Namíbia onde é denominada como Bacia de Huab. Neste trabalho
detalharemos a porção sul-americana, denominada de província magmática Paraná
(Ernesto et al., 1999) e em especial a Formação Serra Geral, nome estratigráfico formal
para as rochas magmáticas da Província Paraná no Brasil.
Classificada por Fulfaro et al. (1982) como intracontinental cratônica, do tipo
2A Complexo ou Depressão Marginal passando a Depressão Interior devido à obstrução
da margem aberta, a Bacia do Paraná tem cerca de 1.900 km no eixo N-S, desde a
cidade de Durazno (Uruguai) até Morrinhos (MT), na região centro-oeste do Brasil, e
uma largura aproximada de 900 km, entre as cidades brasileiras de Aquidauana (MS) e
Sorocaba (SP). O registro sedimentar e vulcânico tem espessura acumulada de cerca de
7.500 m, com início da deposição entre o Cambriano-Ordoviciano e término no
Cretáceo, compreendendo um intervalo de aproximadamente 385 m.a. A Formação
Serra Geral esta inserida na Supersequência Gondwana III (Milani, 1997) sobreposta a
imensos campos de dunas de arenitos eólicos da Formação Botucatu.
A ruptura e separação do Gondwana, durante o Cretáceo Inferior, foram os
responsáveis pelo evento vulcano-plutônico que recobriu com lavas a porção centro-sul
da América do Sul e o noroeste da Namíbia, e que gerou, entre outras feições, o Plateau
de Abutment e as cadeias vulcânicas de Walvis Ridge e Rio Grande. Estas cadeias
submarinas constituem o traço fóssil da migração dos "fragmentos" do Continente
Gondwânico, evento este relacionado, no tempo e no espaço, com a geração de magma
relacionada à dinâmica mantélica da pluma de Tristão da Cunha (Morgan, 1971;
Richards et al., 1989; White e McKenzie, 1989; Ernest e Buchan, 2001). Embora a
atividade da pluma Tristão da Cunha no magmatismo Paraná é tema de amplo debate.
Autores como Gibson et al. (1995) defendem uma origem direta dos basaltos da
província Paraná com pluma mantélica de natureza astenosférica, este modelo
pressupõe mínima (<<5%) participação do manto litosférico na geração do magmatismo
e rápidas taxas de erupção das lavas basálticas. Mas autores como Hawkesworth et al.
(1988), Garland et al. (1996) demonstram que os toleiítos da província Paraná foram
gerados predominantemente pela fusão de reservatórios mantélicos litosféricos com
heterogêneas composições químicas e isotópicas. Com isso, Turner et al. (1994), Peate
e Hawkesworth (1996), Comin-Chiaramonti et al. (1997) e Marques et al. (1999),
enfatizam que, contrariamente ao modelo de descompressão da pluma (White e
15
McKenzie, 1989), para o magmatismo Paraná uma origem de participação de pluma
astenosférica é compatível somente em termos de uma perturbação termal o qual
desencadeia o processo de fusão do manto litosférico. Em outro caminho, Coltice et al.
(2007) sugere que a geração de grandes volumes de lava nas Grandes Províncias Ígneas
Mesozóicas, como Karoo, Paraná e Ferrar, são conseqüência de super aquecimento do
manto abaixo do supercontinente Gondwana, sem participação de pluma mantélica.
Os basaltos de platô são acompanhados por uma intensa atividade intrusiva,
normalmente representada por sills e diques que acompanham, grosseiramente, as
principais descontinuidades estruturais da bacia e que serviram como área de
alimentação do magmatismo. O sistema dominante tem direção NW, transversal ao eixo
maior da bacia, estando representado por um sistema de arcos (p.ex. Ponta Grossa,
Campo Grande e São Gabriel), e por lineamentos tectônicos e/ou magmáticos (p.ex.
Guapiara, São Jerônimo-Curiúva, e rios Uruguai, Icamaquã e Piquiri) cuja formação
provavelmente iniciou-se no Devoniano e teve seu desenvolvimento máximo durante o
Triássico-Jurássico.
A atividade sedimentar relacionada à PMP é marcada, especialmente na base da
pilha vulcânica, pela intercalação de ergs e derrames, com preservação de dunas eólicas
da Formação Botucatu (Scherer, 2002). Ocorrem também interações de lavas do tipo
pahoehoe com sedimentos lacustrinos, com a formação de peperitos (Waichel et al.,
2007). Há, ainda, sedimentos, especialmente nos níveis superiores da seqüência
vulcânica, que não são relacionados ao ambiente desértico, pelas evidencias de presença
de água no sistema deposicional (Wildner et al., 2007).
II.2.2 - Caracterização geoquímica e estratigráfica
A PMP, com espessura máxima em torno de 1.720 m no depocentro da bacia,
apresenta características de tholeitos bimodais, estando constituído dominantemente por
basaltos e basalto andesitos de filiação tholeítica, os quais contrastam com riolitos e
riodacitos aflorantes dominantemente nas regiões serranas do estado do Rio Grande do
Sul, Santa Catarina e sudeste do Paraná, caracterizando um gap praticamente completo
de rochas com composições entre 60-64% de SiO2 (Peate et al., 1992).
A geração de magmas ácidos, gerados pela fusão parcial da crosta continental,
resultam em sequências piroclásticas de grandes dimensões encimando o pacote
vulcânico básico ou intercalando-se com este (Roisenberg & Viero, 2000).
16
Os basaltos do magmatismo Paraná foram classificados inicialmente em grupos
de alto-Ti e baixo-Ti por Bellieni et al. (1984) e Mantovani et al. (1985). Peate et al.,
1992 e Peate, 1997, definiram seis unidades para os basaltos toleíticos do magmatismo
Paraná, dentro de dois grupos dominantes em relação ao teor de titânio (Ti) e pela razão
Ti/Y. O grupo alto-Ti/Y é representado principalmente pelas unidades Pitanga,
Paranapanema, Ribeira e Urubici. As unidades denominadas Gramado e Esmeralda
representam o grupo baixo-Ti/Y (Tabela 1). Estas unidades são diferenciadas segundo
vários padrões geoquímicos de elementos maiores, Terras Raras (La-Lu), elementos de
alto raio iônico e suas razões (exemplificado na Tabela 1 pela razão Ti/Zr) e por
composições isotópicas de Sr, Nd e Pb.
Tabela 1 - Caracteristicas dos Tipos de Magmas da Província Magmática Paraná (Peate, 1997) Tipo de
Magma
Caracteristicas TiO2 Ti/Y Ti/Zr 87Sr/ 86Sr Nomenclatura
anterior
Gramado Baixo Ti/Y & Ti 0,7–
1,9
<310 >60 0.7075-
0.7167
LTi (s), LPT, II,
Tafelberg, Albin
Esmeralda Baixo Ti/Y & Ti 1,1-
2,3
<310 >65 0.7046-
07086
LTi (s), LPT
Ribeira Alto Ti/Y & Baixo
Ti
1,5-
2,3
>310 >65 0.7055-
0.7060
HTi(N), LPT
Paranapanema Alto Ti/Y & Ti 1,7-
3,2
>330 >65 0.7055-
0.7063
HTi(N), IPT
Pitanga Alto Ti/Y & Ti >2,9 >350 >60 0.7055-
0.7060
HTi(N), HPT
Urubici Alto Ti/Y & Ti >3,3 >500 >57 0.7048-
0.7065
HTi(N), LPT,
Khumib
As rochas félsicas (SiO2>62%) representadas por riodacitos, dacitos, quartzo
latitos e, subordinadamente, riolitos, são divididos em dois principais litotipos, baseado
em parâmetros químicos. As rochas félsicas denominadas Chapecó possuem alto Ti, P
(La, Ce, Zr) enquanto as denominadas Palmas tem baixo Ti e P (Bellieni et al., 1986).
Recentemente, Nardy et al. (2008), baseados em parâmetros geoquímicos, subdividiram
o magmatismo Chapecó nos subtipos Guarapuava, Tamarana e Ourinhos, e o
magmatismo Palmas em cinco subtipos denominados Anita Garibaldi, Jacuí, Caxias do
Sul, Clevelândia e Santa Maria.
17
Recentemente, Wildner et al. (2007), integraram um grande volume de dados,
principalmente de mapeamento geológico, furos de sondagens, análises geoquímicas e
geofísicas, e propõem uma estratigrafia interna para a PMP na área abrangida pelo
território brasileiro. Os autores mostram que a pilha vulcânica deve ser agrupada em 16
unidades, que são chamadas de Formações e são incluídas na Supersequência
Gondwana III (Milani, 1997) e modificam o status de Formação Serra Geral (Almeida,
1986) para Grupo Serra Geral (Tabela 2).
Tabela 2 – Nomenclatura estratigráfica do Grupo Serra Geral (Wildner et al. 2007) e conexão química com a classificação de Peate (1997). Formação Tipo de Magma Características Esmeralda Esmeralda Basalto - baixo Ti/Y Várzea do Cedro Palmas Riolito – Baixo Ti Palmas Palmas Riolito – baixo Ti Ourinhos Chapecó Riolito – alto Ti-Zr Chapecó Chapecó Riolito – alto Ti-Zr Paranapanema Paranapanema Basalto - intermediário Ti/Y Campo Erê Paranapanema Basalto - intermediário Ti/Y Cordilheira Alta Paranapanema Basalto - intermediário Ti/Y Capanema Paranapanema Basalto - intermediário Ti/Y Campos Novos Esmeralda Basalto - baixo Ti/Y Alegrete Gramado Basalto - baixo Ti/Y Gramado Gramado Basalto - baixo Ti/Y Nova Laranjeiras Pitanga Basalto - alto Ti/Y Pitanga Pitanga Basalto - alto Ti/Y Urubici Urubici Basalto - alto Ti/Y Ribeira Ribeira Basalto - alto Ti/Y Morungava Complexo Morungava Sills Picríticos mafico- ultramaficos
Estratigrafia química tem sido utilizada para melhor entendimento da origem e
evolução do magmatismo em várias Grandes Províncias Ígneas (GPIs), como por
exemplo, em Columbia River (Swanson et al. 1979), Deccan (Cox and Hawkesworth
1985) e Emeishan (Xu et al. 2001). Estudos de estratigrafia química na PMP foram
realizados principalmente com enfoque regional. Piccirillo et al. (1988) subdividiram a
PMP em três regiões compartimentadas por lineamentos tectônicos (Fig. 1) e diferentes
afinidades químicas: (A) Sul do lineamento do Rio Uruguai dominado por suítes
vulcânicas de baixo-Ti e rochas ácidas do tipo Palmas; (B) parte norte essencialmente
caracterizada por lavas básicas de alto-Ti e raros derrames ácidos do tipo Chapecó; (C)
central entre os lineamentos Uruguai e Piquiri, caracterizado por rochas vulcânicas de
alto e baixo-Ti e rochas ácidas tanto do fácies Palmas como Chapecó, sendo
18
considerada uma zona de transição entre as partes norte e sul da bacia do Paraná. Peate
et al. (1992) em analogia com outras províncias magmáticas como Deccan e Columbia
River, propõem uma seqüência cronoestratigráfica para a pilha vulcânica Paraná com
migração do magmatismo de sul para norte em resposta a propagação para norte do
rifteamento durante as fases iniciais da abertura do oceano sul Atlântico. Já Turner et al.
(1994) e Stewart et al. (1996) através de dados geocronológicos de Ar-Ar sugerem que
os tipos magmáticos não são cronoestratigráficos. Em termo de estratigrafia química de
maior detalhe, Peate et al. (1999) reconhecem 19 derrames na região de São Joaquim
(SC), e indicam rejeitos, no caso soerguimento, de 1 km pós-magmático entre áreas
correlacionáveis de derrame a derrame. Cada um desses 19 derrames tem composição
química característica.
II.2.3 - Geocronologia
A idade e duração do magmatismo Paraná têm sido amplamente debatidas desde
o início dos anos 60. A falta de dados fósseis tanto da Formação Botucatu inferior,
formada por sedimentos eólicos, como da Formação Bauru superior, composta por
sedimentos fluviais dificultam uma datação relativa mais aproximada para a PMP. Mas
a presença de intercalações de dunas fósseis intercaladas com os derrames vulcânicos
inferiores e, principalmente, pela incipiente polaridade geomagnética reversa analisada
nos estudos paleomagnéticos de Ernesto et al. (1990), sugere uma relativa curta duração
do vulcanismo.
Os dados geocronológicos iniciais foram realizados pelo método K-Ar, sendo
sumarizados por Rocha-Campos et al. (1988). As idades K-Ar em mais de 200 análises
em amostras do Paraná-Etendeka magmatismo, mostram uma média de idade entre
120–140 m.a., mas com uma variação de cerca de 300 m.a., indicando problemas de
excesso de argônio radiogênico e perda de argônio pós-cristalização.
Há poucas datações realizadas pelo método Rb-Sr nas lavas Paraná. Mantovani
et al. (1985) mostra uma isócrona de idade de 135.5±3.2 m.a. de três amostras de riolito
do magmatismo tipo Chapecó. Mas Cordani et al. (1980) usando 13 amostras de rocha-
total de riolitos do magmatismo tipo Palmas, demonstra uma grande variação dos dados,
provavelmente causado por uma combinação de heterogeneidades iniciais da razão 87Sr/86Sr e mobilização secundária de Rb e/ou Sr.
Uma determinação geocronológica tem papel fundamental na delimitação da
escala do magmatismo no sistema Paraná e auxilia no entendimento das relações de
19
magmatismo, processos e modelos geodinâmicos tais como a abertura do Oceano
Atlântico Sul. Para obter uma mais precisa idade para o magmatismo Paraná, vários
autores concentraram esforços na técnica 40Ar/39Ar (Baksi et al., 1991; Renne et al.
1992, 1996a, 1996b; Turner et al., 1994; Stewart et al., 1996; Ernesto et al., 1999;
Mincato, 2000).
Os estudos radiométricos Ar-Ar relatam diferentes intervalos de idade para o
magmatismo Paraná e, consequentemente, diferentes interpretações. Turner et al. (1994)
e Stewart et al. (1996) sugerem um intervalo de 10 m.a. para o magmatismo Paraná,
com o pico de erupção entre 135 a 138 m.a.. Esses autores afirmam que os dados de Ar-
Ar mostram que o magmatismo Paraná migrou de noroeste para sudeste. De outro
modo, Renne et al. (1992, 1996a, 1996b) e Renne (1997), indicam um intervalo menor
do magmatismo (~3 m.a.) de 133 a 131 m.a. Baseado em dados paleomagnéticos e de
datação A-Ar, Ernesto et al. (1999) sugerem que a parte sul da PMP é mais jovem,
concluindo que a migração ocorreu em direção ao norte.
Há apenas dois dados relatados na literatura para datação do magmatismo Paraná
pelo método U-Pb: 1) convencional em zircão de uma rocha sienítica do sudeste do
Uruguai, pertencente ao magmatismo Paraná, de idade 128.1±1.6 m.a., apresentado por
Lustrino et al. (2005); 2) U-Pb em SHRIMP (Sensitive High Resolution Microprobe)
em rochas vulcânicas ácidas da fácies Chapecó (Wildner et al. 2006), resultando em
idades entre 134 e 139 milhões de anos.
II.3 – Características gerais da Área de trabalho
II.3.1 – Características dos Derrames da Área de trabalho
A área trabalhada foi alvo de dois principais trabalhos, o Projeto Cobre em
Itapiranga do Serviço Geológico do Brasil – CPRM, coordenado por Szubert et al.
(1979) e a Tese de Doutorado Mecanismos de Resfriamento, Estruturação e Processos
Pós-Magmáticos em Basaltos da Bacia do Paraná – Região de Frederico Westphalen
(RS) – Brasil de Gomes (1996).
20
Figura1 – Mapa de localização mostrando a área de abrangência da PMP na América do Sul, os tipos químicos e a área da Tese (modificado de Peate et al., 1992). PA=Porto Alegre, FL=Florianópolis. O Projeto Cobre em Itapiranga (Szubert, et al., 1979), propõe uma seqüência
regional para a área do projeto, tendo como base o perfil entre as cidades de Iraí-
Frederico Westphalen. Neste perfil, os autores acima citados, demonstram que os
derrames apresentam diferentes espessuras e estruturas. Também citam que é comum a
presença de finas camadas de arenitos intertraps, marcando um contato entre os
derrames basálticos. Níveis característicos de brechas vulcânicas mistas acompanhando
por dezenas de quilômetros o topo dos derrames também ocorrem na região.
21
Outra característica observada por Szubert et al, 1979, é a presença de uma
chamada “zona de cascalho” acima do nível central associada a derrames portadores de
geodos com ametista.
Os autores também demonstram a morfogênese de alguns tipos de derrames
portadores de Cobre, como exemplificado na figura 2.
Figura 2 – Derrame espesso de Basalto na região de Flor da Serra, município de Tenente Portela (RS), portador de mineralização de cobre (Cu) in Szubert et al. (1979).
O exemplo do derrame portador de mineralização de cobre de Flor da Serra é
característico da região, em que o derrame é, em geral, caracterizado:
Zona Superior: Fraturamento horizontal e nível vesicular bem desenvolvido, onde há
mineralização de cobre.
Zona Central: dezenas de metros, em que ocorrem entablamento ou feições colunares
típicas, relacionadas a um resfriamento mais lento do derrame.
Zona Inferior de Base: com dois metros no máximo de espessura (nem sempre bem
desenvolvida), com acentuada disjunção horizontal e pequenas vesículas.
A região trabalhada foi, em parte, alvo de Tese de Doutorado de Gomes (1996).
A autora também caracterizou a coluna estratigráfica da região, como em Szubert et al.
(1979), baseada no perfil da região de Frederico Westphalen (Figura 3). A coluna é
representada por doze (12) derrames de rochas basálticas. As características estruturais e
petrográficas destas rochas levaram a autora a descrever dois tipos de derrames:
22
1) Tipo I, com espessuras entre 15 e 30 m e estruturação interna constituída por um
estreito nível vesicular de topo, zona intensamente fraturada abaixo, seguida pela
presença de uma zona macrovesicular interna, portadora, por vezes, de mineralização de
ametista na forma de geodos, e uma zona central maciça e, na base um estreito nível
vesicular pode ou não estar presente;
2) Tipo II, com espessuras entre 30 e 50 m, caracterizados pela presença de nível
vesicular de topo e na base e uma zona central intensamente fraturada, em alguns casos
com a formação de três níveis diferenciados pelo padrão de fraturamento como
colunado superior, entablamento e colunado inferior.
Os derrames do perfil Frederico Westphalen são classificados, segundo a
proposição de Peate et al. (1992) como Pitanga (derrames 1, 2 3, 5, 6, 8 e 10) e tipo
Paranapanema (derrames 4, 7, 9 e 11), e seu posicionamento estratigráfico mostra a
intercalação destes dois tipos magmáticos. A autora desenvolveu estudos de detalhe no
derrame de Frederico Westphalen (derrame 11 da seqüência da região). Este derrame
possui, na área estudada, 50 metros de espessura, uma estruturação do tipo II e
características químicas do tipo Paranapanema.
II.3.2 – Petrografia
A constituição mineralógica principal destes basaltos é de plagioclásio
(labradorita a andesina), clinopiroxênio (augita e pigeonita) e opacos representados por
ti-magnetitas e ilmenitas. Em alguns derrames mais comumente nas porções centrais
dos derrames, ocorrem olivinas, mas totalmente alteradas em argilominerais. Os
minerais acessórios mais comuns são apatita, esfeno e rutilo.
A associação de minerais de alteração destas rochas (em especial do derrame 11)
foi estudada por Gomes (1996). A autora demonstra que a olivina foi totalmente
alterada a argilominerais, enquanto os piroxênios foram parcialmente alterados a
hematita e argilominerais. O plagioclásio, em geral, esta inalterado, sendo que em
porções mais superiores no derrame, há ocorrências de albitização e zeolitização. Já os
óxidos de ferro e titânio, mostram-se completamente alterados nas porções superiores
dos derrames, transformando-se em hematitas e, localmente, em maghemitas. Nos
espaços intergranulares, os principais minerais precipitados são quartzo (cristobalita?),
k-feldspato e argilominerais.
23
Figura 3 – Perfil da região de Frederico Westphalen de Gomes (1996), representativo dos derrames basálticos da região.
Nas vesículas, a autora demonstra que os principais minerais que as preenchem
são quartzo, calcita, argilominerais (esmectitas e interestratificados de clorita/esmectita)
e zeolita (heulandita). Em certos locais a crisocola ocorre em conseqüência da
desestabilização das zeolitas nos níveis vesiculares de topo dos derrames.
Na região detalhada por Gomes (1996), a ocorrência de cobre nativo é restrita as
fraturas que originam os prismas, não aparecendo em fraturas tardias ou vesículas. Nas
vesículas aparece a crisocola, proveniente da alteração envolvendo o cobre nativo.
As evidências petrográficas, segundo a autora, são compatíveis com os dados de
temperatura de cristalização em sistemas hidrotermais, para saponitas (esmectitas): 130°
- 170° C e heulandita: 60° - 100° C.
De modo geral, os fluidos mais evoluídos não estão em equilíbrio com as fases
minerais de alta temperatura, causando a alteração, principalmente, da olivina e,
24
sobretudo no nível vesicular do topo, do piroxênio e até mesmo do plagioclásio que se
mantém inalterado nas partes internas do derrame.
II.4 – Revisão bibliográfica de Depósitos de Cobre Nativo em Rochas Basálticas
II.4.1 - Propriedades gerais do Cobre Nativo
O cobre nativo (Cu0) possui sistema cristalográfico isométrico, com hábito
freqüente de faces tetrahexaédricas e cúbicas, sendo também presentes faces
dodecaédricas e octaédricas. É comum o cobre nativo apresentar cristais mal formados
em agregados arborescentes. Normalmente ocorre como massas irregulares, escamas,
placas e formas torcidas, semelhantes a fios.
Propriedades físicas:
• Fratura: irregular
• Dureza: 2,5 a 3,0
• Peso específico: 8,0 a 9,0
• Brilho: metálico
• Maleável, dúctil
• Cor: vermelha em superfície fresca. Normalmente escuro com brilho
fosco devido a oxidação
• Opaco
A estrutura do cobre nativo é cúbica e sua composição geralmente apresenta
pequenas quantidades de Ag, Hg, As, Sb e Bi.
O cobre tem número atômico 29 e massa atômica de 63,5µ, sendo classificado
como metal de transição. É um dos metais mais importantes industrialmente por ser
bom condutor de eletricidade. Na natureza são encontrados dois isótopos de cobre Cu-
63 e Cu-65, que é o mais leve e abundante.
O cobre nativo é um constituinte comum de zonas oxidadas de depósitos
sulfetados de cobre, onde está associado a minerais como cuprita, tenorita, malaquita e
azurita. Também ocorrem como produto de sistemas hidrotermais (Cu nativo primário),
especialmente relacionados a rochas ígneas básicas, em similar contexto geológico do
magmatismo Serra Geral, associados a prehnita, datolita, epidoto, quartzo, calcita,
argilominerais e zeolitas (Klein e Hurlbut, 1999).
25
II.4.2 - Principais depósitos de cobre nativo em rochas basálticas
Os principais depósitos de cobre nativo do mundo relacionados a rochas ígneas
básicas são na Península de Keweenaw, EUA, Zhaotong, China e na Província do
Atlântico Norte.
O melhor exemplo documentado de depósitos de cobre nativo é na Península de
Keweenaw, Michigan, USA (Butler e Burbank, 1929; White, 1968). A importância do
distrito é refletido pela produção de 5.400.000 toneladas de cobre refinado entre 1845 a
1968 (Bornhorst et al., 1988).
A Península de Keweenaw é um distrito mineiro de Cu nativo hospedado em
basaltos (Portage Lake volcanics) de 1109 – 1085 Ma. Relacionados a um sistema de
rift Meso-Continental (Ernest e Buchan, 2004). Sendo a idade da mineralização de
1060-1047 Ma, segundo Bornhorst et al. (1988).
Os depósitos de cobre nativo estão hospedados em basaltos amigdaloidais e
conglomerados da seqüência vulcânica de Portage Lake. A seqüência vulcânica de
Portage Lake consiste de uma espessa pilha de derrames basálticos toleíticos,
consistindo de uma sucessão de mais de 200 derrames, com espessuras mínimas, no
distrito cuprífero, de 2,5 a 5 m (White, 1968).
A ganga é representada por uma grande variedade de minerais (quartzo, calcita,
epidoto, clorita, argilo-minerais) associados ao evento de mineralização-alteração
hidrotermal regional.
A gênese dos depósitos de Keweenaw ainda esta em discussão, sendo que a mais
aceita é de um modelo de alteração hidrotermal relacionada a fluidos metamórficos de
fácies prehnita-pumpelleyita que mobilizou o cobre dos sedimentos abaixo da pilha
basáltica (White, 1968; Joly, 1974; Livnat et al., 1983).
Brown (2006) demonstra a importância de fluidos aquosos e nas condições de
REDOX nas paragêneses de mineralização, sugerindo a possibilidade de uma interação
entre os fluidos metamórficos e meteóricos na remobilização e deposição do cobre
nativo para os depósitos de Keweenaw.
Outro importante depósito de Cobre Nativo é o da Província de Zhaotong nos
Basaltos de Emeishan, no Sudoeste da China (Wang et al., 2006).
O depósito de Cu nativo de Zhaotong em Yunnan, sudoeste da China, é
associado a derrames basálticos do Permiano Médio (Província Emeishan),
especialmente na parte superior dos derrames vulcânicos.
26
O “Emeishan flood basalts” cobre uma área de mais de 500.000 km2 do sudoeste
da China e norte do Vietnã, localizado na parte oeste do bloco Yangtzé e na margem
leste do Platô Tibetano. A seqüência vulcânica apresenta grande variação nas espessuras
dos derrames, e contém basaltos de baixo a alto-Ti.
Na região de Zhaotong, a seqüência vulcânica consiste de espessos derrames de
basaltos separados por finas (<50 cm) unidades sedimentares carbonáceas (presença de
betume). Na cobertura dos derrames é comum a presença de brechas vulcânicas.
O cobre nativo ocorre no topo das seqüências de derrames, na porção vesicular e
brechada. O minério é associado com betume, zeolita, calcita e quartzo, típicos de uma
associação de alteração hidrotermal de baixa temperatura. O teor de cobre varia de 0,1 a
20,0 %. O cobre, segundo os autores, esta associado a interações orgânico-inorgânicas
em ambiente reduzido em S.
Outras importantes ocorrências de Cobre Nativo associados a Províncias
Basálticas são descritas, por exemplo, nas Ilhas Faeroe (Jensen, 1982) e em testemunhos
de sondagem em mar profundo na Província do Atlântico Norte (LeHuray, 1989).
Nas Ilhas Faeroe, o Cobre Nativo está intimamente associado à zeólitas, sendo
raramente encontrado como pequenas inclusões em oxidos de Fe-Ti e, mais raramente,
em piroxênios. Jensen, 1982, investigou a distribuição do Cu em silicatos e oxidos nos
fluxos de lava das Ilhas Faroe. Usando técnicas de Fluorescência de Raios-X e
Microssonda Eletrônica, demonstra que os plagioclásios apresentam cerca de 0 a 300
ppm, sendo a media inferior a 100 ppm, os piroxênios (augita e pigeonita) contem em
media 200 ppm de Cu. Os óxidos (titano-magnetita e ilmenita) cerca de 350 ppm,
enquanto as formas mais oxidadas, como hematita e pseudobrookita, apresentaram um
enriquecimento em cobre, variando de um mínimo de 600 a um máximo de 24000 ppm
de cobre. Concluindo que, quanto maior o estado de oxidação apresentado pelo sistema,
maior a porcentagem de Cu no sistema. Outra conclusão de Jensen (1982) relaciona a
maior quantidade de Cu mobilizado dos óxidos e “adsorvido” na estrutura das zeólitas,
mas uma parte residual forma Cu nativo.
Na Província Basáltica do Atlântico Norte, formada por toleitos de erupção
subaérea de idade terciária, o cobre nativo foi reportado em sete furos de sondagem em
mar profundo. O cobre ocorre principalmente no topo dos derrames preenchendo
vesículas e fraturas. A associação de alteração mineral relacionada ao cobre é composta
por hidróxidos de ferro, celadonita, calcita e esmectita. Esses topos de derrames
27
apresentam uma coloração diferenciada devida a oxidação e hidratação dos óxidos de
Fe-Ti e, em parte, por tardia interação com água do mar.
Um modelo simplificado em três estágios da concentração de cobre nativo na
Província Basáltica do Atlântico Norte e apresentado por LeHuray (1989):
1 - Cu que não é perdido com o enxofre na fase vapor é concentrado em óxidos opacos e
piroxênios;
2 - Cu é mobilizado durante oxidação de óxidos de Fe-Ti para hematita durante o
intemperismo subaéreo;
3 - Água do mar reage com basaltos para (a) mobilizar e (b) concentrar cobre nativo:
3a. Quando a água do mar é introduzida, interação água do mar – basalto resulta na
mobilização do Cu e adsorção (?) dentro das esmectitas; e
3b. Mais tarde, esmectitas reagem com água do mar para formar celadonita, resultando
em condições favoráveis a deposição de cobre nativo.
Então a concentração de Cu nativo em basaltos é resultado de:
(a) reações de oxidação subsolidus, pós perda de Cu com os voláteis, com aumento da
compatibilidade do Cu nas fases de cristalização, seguido por
(b) a quebra dos óxidos de Fe-Ti para hematita ou hidróxidos de Fe, que são comuns em
ambientes subaéreos, e
(c) que então sejam expostos a novas condições como incursão de água do mar, fluidos
metamórficos ou outros fluidos, que promovam mobilização local e precipitação do
metal nativo.
II.4.3 – Cobre nativo nas rochas basálticas Paraná
Desde o século 19 sabe-se de ocorrências de cobre nativo na área abrangida
pelas rochas do Magmatismo Paraná (Tabela 3). Essas ocorrências levaram a CPRM
elaborar um Projeto sobre as mineralizações de Cobre na região limite entre os Estados
do Rio Grande do Sul e Santa Catarina, o chamado Projeto Cobre em Itapiranga (1979),
que catalogou 85 ocorrências de cobre nativo e oxidados de cobre. O presente trabalho
tomou como base esse Relatório e estudou suas principais ocorrências levantadas pelo
estudo da CPRM.
28
O cobre na região ocorre de duas formas principais:
a) Tardi-magmático (19 ocorrências): forma dendrítica na disjunção da porção
central de espessos derrames (30 a 50 m) que apresentam disjunção vertical ou, mais
raramente, na matriz dos derrames;
b) Supergênico (66 ocorrências), preenchendo amígdalas e, por vezes, em
venulações de cobre oxidados tipo stockworks nas porções superiores dos derrames
basálticos. A mineralização é constituída principalmente de oxidados de cobre (tenorita,
cuprita) e crisocola, malaquita e azurita, além de cobre nativo.
O cobre nativo de forma dendrítica é distribuído irregularmente ao longo da
disjunção vertical, com espaçamento dessas disjunções de 0,5 a 1 metro. O cobre, neste
caso, é diluído no basalto e alcança baixos índices totais.
Já no segundo tipo, o cobre nas amígdalas pode alcançar 10-50 cm de diâmetro
(até 138 kg de uma amostra de preenchimento de amígdala in Szubert et al., 1979), mas
usualmente tem de 1 a 5 cm de diâmetro. Sendo comum na região encontrarem-se
esferas ou formas irregulares de cobre nativo em áreas aradas pelos fazendeiros.
Também se encontram pepitas de cobre preenchendo amígdalas.
A conclusão de Szubert et al. (1979) é de que o cobre foi depositado por
processo pós-magmático tipo epitermal.
Na região de Três Pinheiros no norte do estado de Santa Catarina, Tazaki et al.
(1988) descrevem a ocorrência de filmes de cobre nativo nos basaltos da Formação
Serra Geral. Os autores chamam a atenção para a alta condutividade elétrica relacionada
à presença de cobre nos basaltos pesquisados, embora a quantidade do metal, em
análises químicas de rocha total, não exceda ao normalmente esperado em rochas dessa
composição.
Tazaki et al, 1988, estudaram amostras de basalto com técnicas de microscopia
eletrônica e espectroscopia de massa, mostrando a presença de esmectita cuprífera e
filmes de cobre em basalto alterado. O cobre ocorre também em óxidos de Fe-Ti bem
como associado ao Fe em mineral não identificado. Os autores concluem que a
deposição do minério esta correlacionada às fases de alteração hidrotermal de baixa
temperatura que afetam o basalto. Por fim, propõem que técnicas de condutividade
elétrica podem ser utilizadas no estudo do padrão de circulação dos fluidos hidrotermais
durante o resfriamento das lavas basálticas.
29
Tabela 3 – Alguns dos principais trabalhos relacionados ao tema Cobre nos Basaltos do Magmatismo Paraná.
Autor Ano Trabalhos
Hussak (in
Mello,
2000)
1890 Primeira descrição de Cobre Nativo preenchendo cavidades de amígdalas
Englert (in
Mello,
2000)
1930 Cita um bloco de 28 kg de cobre nativo entre as cidades de São Luis Gonzaga e
Santo Ângelo
Szubert et al 1979 Projeto Cobre em Itapiranga – Relatório CPRM – indica varias ocorrências de
cobre nativo e óxidos de cobre na região norte do Estado do Rio Grande do Sul e
limite sul do Estado de Santa Catarina.
Tazaki et
al., 1988
1988 Cobre em basaltos da região de Três Pinheiros, SC, em que apresentam dados de
condutividade elétrica associada ao cobre nos basaltos e a presença de esmectita
cuprífera. Os autores também demonstram que há cobre em óxidos de Fe.
Gomes 1996 Tese de Doutorado em que, entre outros, apresenta um estudo do mecanismo de
resfriamento e cristalização dos basaltos na região de Frederico Westphalen-RS,
observando cobre nativo e crisocola associada na matriz da rocha basáltica.
Mello 2000 Dissertação de Mestrado sobre uma importante ocorrência de cobre nativo e
cuprita na região de Água Perdida, ao norte do alinhamento estrutural do Rio
Piquiri (Estado doParaná).
Na região detalhada por Gomes (1996), a ocorrência de cobre nativo é restrita ao
fraturamento que origina os prismas, não aparecendo nas fraturas tardias ou nas
vesículas. Nas vesículas aparece a crisocola, proveniente da alteração envolvendo o
cobre nativo.
Outro importante trabalho foi no depósito de cobre nativo no município de
Campina da Lagoa, região de Água Perdida, no estado do Paraná (Mello, 2000). Nesta
região, próxima ao lineamento estrutural do Rio Piquiri (Bellieni et al., 1986),
predominam derrames basálticos dos tipos Paranapanema (2-3 em peso% TiO2) e
Ribeira (< 2 em peso % TiO2). O autor demonstra que os derrames correspondem a
basaltos subalcalinos, que pertencem a serie toleítica.
Baseado na morfologia do fraturamento destes basaltos, Mello (2000) constatou
que as fraturas foram geradas a partir do resfriamento da rocha, constituindo assim
fraturas de contração térmica. Considerando que a temperatura em que estas fraturas
30
foram geradas em torno de 750˚C, a mineralização de cobre, segundo o autor, foi gerada
nessa temperatura associada a processos cogenéticos ao resfriamento e cristalização do
magma.
Mello (2000) estudou a mineralogia associada à mineralização e apresenta uma
zonação da associação mineralógica:
Zona Metálica I: contendo cobre nativo, cuprita e micro cristais de analcima;
Zona Metálica II: cuprita, tenorita e melaconita (oxidação do Cu);
Zona Silicatada ou da Crisocola: crisocola;
Zona Carbonatada: malaquita e azurita e oxidos de Cu;
Zona Residual: zeolitas e calcita
O autor supracitado coloca três fases de formação para estas zonas minerais:
a) A Fase I representa a segregação magmática do cobre nativo, isolando este mineral
do arcabouço cristalino da rocha e do liquido residual, precipitando em fraturas e
formando a Zona Metálica I. Esta fase esta relacionada ao fraturamento mais intenso
(750˚C), em que o fluido residual imiscível, rico em Cu, migrou para os espaços
abertos;
b) a Fase II iniciou-se com a cristalização pós-magmática, através da circulação do
liquido residual que removeu o cobre das fraturas, gerando a Zona Metálica II, a Zona
da Crisocola e a Zona Carbonatada;
c) Na terceira e ultima fase, formaram-se zeolita e calcita, resultado do empobrecimento
em Cu do ultimo resquício do liquido residual. Por este motivo estes minerais foram
posicionados na Zona Residual e representam a Fase III de cristalização pós-magmática.
Concluindo, assim, que a origem do cobre nativo e dos minerais associados esta
diretamente relacionada com os processos que envolveram a solidificação da lava.
Em 2006, Pinto et al., demonstram evidências da origem hidrotermal para os
depósitos de cobre nativo da região de Vista Alegre, magmatismo Paraná. Os autores
apresentam evidências de campo, feições observadas nos estudos de MEV, como cobre
botrioidal, e assembléias minerais associadas ao cobre nativo, compostas de quartzo,
calcita, zeolitas e argilominerais, todas indicativas de alteração hidrotermal de baixa
temperatura.
31
CAPÍTULO III
Epigenetic hydrothermal origin of native copper and supergene
enrichment in the Vista Alegre district, Paraná basaltic province,
southernmost Brazil
Viter Magalhães Pintoa, Léo Afraneo Hartmanna* and Wilson Wildnerb aInstituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre,
Brazil; bCPRM – Geological Survey of Brazil, Porto Alegre, Brazil
(Accepted 2 November 2009)
International Geology Review
Vol. 00, No. 00, Xxxxx 2009, 1–17
ISSN 0020-6814 print/ISSN 1938-2839 online
© 2009 Taylor & Francis
DOI: 10.1080/00206810903464547
http://www.informaworld.com
32
Abstract Native copper is widespread in the Lower Cretaceous Paraná basaltic province, southern
Brazil, both as films in fractures and as massive balls in amygdules. The focus of this
investigation is on the large concentration of occurrences (n = 85) that forms the Vista
Alegre district in the border region of Rio Grande do Sul and Santa Catarina states. The
high average of 220-ppm Cu content of the basalts resulted in ore of native copper, Cu
oxides, abundant chrysocolla in the top of mineralizations and minor malachite and
azurite. Native copper is associated with dioctahedral and trioctahedral smectites,
zeolites (heulandite and clinoptilonite), quartz and calcite, typical of a low-T (100–
150°C) hydrothermal alteration assembly. The PGE distribution shows enrichment in Pd
in relation to Pt both in basalts and in native copper, supporting the hypothesis of
hydrothermal origin of the mineralization. No evidence was found of direct precipitation
of copper from the lava; based on field and petrographic evidence, integrated with BSE
images, EPMA analyses, EGP contents of native copper and bulk rock analyses, this is
an epigenetic hydrothermal copper mineralization, followed by supergene enrichment.
Keywords: epigenetic hydrothermal; native copper; Paraná; basaltic province; PGE
analyses; Vista Alegre district
Introduction
Deposits dominated by native copper are rare because reduced sulphur-poor
hydrothermal environments are uncommon (Wang et al. 2006). Continental flood
basalts such as the Paraná volcanic province in South America may host native copper
deposits in favourable conditions despite the near absence of sulphur in the volcanic
system. The widespread mineralization of native copper in the Paraná tholeiitic lavas
occurs both in cooling joints of the inflated pahoehoe lobe cores (Waichel et al., 2006)
and in amygdaloidal upper crusts. Although economic copper ore has been exploited
from basalts in several places (e.g. Keweenaw Province, USA; Zhaotong Province,
China), little attention has been paid to the currently uneconomic mineralization in the
voluminous and extensive Paraná basalts. These occurrences are presently designated to
the Vista Alegre district, straddling the border of the states of Rio Grande do Sul and
Santa Catarina and reaching Paraná state, southernmost Brazil, because of the large
number of native copper occurrences (n = 85) in the region.
33
An industrial test was made on the copper mineralization from the Vista Alegre
district during the 1990s by Companhia Brasileira do Cobre. Several thousand tons of
selectively picked native copper, copper oxides and chrysocolla from Realeza, SW
Paraná state (300 km to the north of Vista Alegre town), were smelted with average 6%
contained Cu. Two main hypotheses were presented for the origin of the native copper
mineralization: epithermal/hydrothermal (Szubert et al. 1979) and syngenetic related to
lava solidification (Mello 2000). This controversy requires additional investigations.
This article presents integrated field, petrographic and geochemical studies of
native copper in the Vista Alegre district, including back-scattered electron (BSE)
images, electron probe micro-analyses (EPMA; also called electron microprobe
analyses), trace elements and PGE analyses of massive basalts and Cu-rich
amygdaloidal upper crusts of the lavas and describes the concept of epigenetic
hydrothermal origin for the mineralization and its enrichment in a supergene
environment.
Methodology
A careful study of the Szubert et al. (1979) report on the Geological Survey of
Brazil (CPRM) investigations in the Vista Alegre district preceded fieldwork in the
district. Geological observations were made during 30 days, including the collection of
samples for ore characterization and lava chemical stratigraphy along four different
profiles.
The secondary mineral assemblages from the cavities associated with copper
mineralization were studied at the University of Western Australia and Universidade
Federal do Rio Grande do Sul (Porto Alegre, Brazil) with the following techniques: (1)
optical and scanning electron microscopy to determine successive phases and
paragenetic sequences, (2) X-ray diffraction (XRD) and (3) electron microprobe
analyses to identify zeolites and clay minerals.
For the XRD studies at UFRGS, mineral separates were extracted from
individual amygdules with a rotary drill, using a Siemens D5000 theta-theta
diffractometer with CuKa radiation operating at 35 kV and 15 mA. Chemical analyses
of minerals were obtained at UWA by EPMA using a JEOL JSM-6400 (WDS),
operated at 15 kV accelerating potential and 15 nA beam current. Calibration was
conducted using natural geologic standards. The methodology was based on Neuhoff et
al. (2006). Beam width for the analyses of hydrous minerals (i.e. clays and zeolites) was
34
10–30 µm to minimize alkali migration and raw counts were collected for 20 s
(approximately 60 s total beam contact at each point) and converted to oxide weight
percentages following the methods of Tingle et al. (1996). The analytical conditions and
correction procedures used have previously been shown to provide analysis of zeolites
and clays that are within error of compositions determined by other methods (Tingle et
al. 1996; Neuhoff et al. 2006).
Because of high variability in copper contents and the presence of other
alteration minerals, we made analyses of trace elements and PGE of native copper, in a
methodology similar to Wang et al. (2006). The analyses were made by two commercial
laboratories, namely ACME from Canada (Cu in core basalts) and Ultra Trace
Laboratories from Western Australia (PGE, Cu and other metals) in amygdaloidal flow
crusts and in core basalts. The samples were sorted and dried. The whole sample was
pulverized in a vibrating pulverizer equipped with a tungsten carbide bowl. A barren
flush was pulverized between each sample.
Cu was analyzed in all basalt flows in lava core and in some amygdaloidal crusts
rich in Cu (including Ag, As, Ni and Zn) by inductively coupled plasma (ICP) optical
emission spectrometry.
PGE analyses were carried out in ores and massive basalts in this region for
comparison. Au, Pt and Pd have 0.5 ppb detection limit and Rh, Ru, Os and Ir have 0.1
ppb detection limit; 40 g (approx.) of the sample was analyzed by fire assay using
nickel sulphide as the collecting medium. The PGEs were extracted from nickel
sulphide, dissolved and then analyzed by ICP mass spectrometry.
Geological setting
The Paraná basaltic province covers an extensive area (~1,200,000 km2) in
south-eastern South America (Figure 1). The small Etendeka remnant in Namibia was
continuous with the Paraná previous to Africa drifting (Bellieni et al. 1984). The
generation of the basaltic province and the opening of the South Atlantic Ocean
occurred under the thermal influence of the Tristan plume in the Lower Cretaceous
(Peate et al. 1992; Turner et al. 1999a, 1999b).
The bimodal lava sequence is dominated by tholeiitic basalt (>90 vol.%) with
significant volumes of dacite (and some andesite, basaltic andesite and rhyolite) along
the Brazilian continental and in Etendeka (Peate 1997). Geochemical data from surface
and borehole samples from the Serra Geral Group led to the identification of six magma
35
types in the province (Peate et al. 1992), divided into low-Ti (Gramado, Esmeralda,
Ribeira) and high-Ti (Urubici, Pitanga, Paranapanema).
Figure 1. Simplified geological map of south-eastern South America, showing in light
grey the Serra Geral Group basalts and rhyolites in the Paraná Basin, in white the
underlying sedimentary rocks and Precambrian basement and in dark grey the cover
sedimentary rocks. Modified from Peate et al. (1992). Studied area indicated.
36
In the Vista Alegre region, the 250-m-thick basalt sequence exposed at the
surface consists of 13 mappable flow units separated in many places by thin layers (~0.5
m) of finegrained, silicified sandstones. Flow units are of two types in the region; type I
are 10–35 m thick and have no columnar jointing in the core, whereas type II flow units
are 30–70 m thick and show pronounced columnar jointing in the core. A thin (~0.5 m)
amygdaloidal, basal crust is commonly overlain by a thick core (40–60 vol.%), and a
thick, highly amygdaloidal crust on top (30–40 vol.%).
The large amethyst geode deposits in the Ametista do Sul mining district (50 km
east of Vista Alegre town) are only hosted in type I flows (Gomes 1996); native copper
is very rare in the geodes. Unpublished chemical data (the authors, 2009) place the
basalts into two chemical types: five Pitanga lavas occur at the base of the stratigraphy
and eight Paranapanema lavas at the top.
Sampling and field relationships
The Vista Alegre district covers ~2400 km2 (Figure 1). We selected the three
most intensely mineralized and one barren section for investigation; three are located in
Rio Grande do Sul and one in Santa Catarina state. The barren section (Figure 2) has
twelve basalt lavas between Iraí and Frederico Westphalen (Section IF), while the
mineralized sections have five flows in Vista Alegre (Section VA), seven in São Paulo
(Section SP) and four in Itapiranga (Section 4). Lava 13 is only present at the top of the
Itapiranga profile (Figure 3). All lavas in the district are subaerial and flowed in a dry,
Botucatu desert environment.
The mineralization can be divided into two types. Core type occurs as
disseminated copper films and dendrites in columnar joints in the cores of type II lavas
(e.g. flow 11 in sections 1 and 4). Crust type is made up of copper infillings of
amygdules, irregular fractures and voids in the groundmass of the upper amygdaloidal
crust. Core type was recognized as post-magmatic by Szubert et al. (1979) and
constitutes very low grade copper occurrences. Both types are probably genetically
related, because the columnar joints were the pathways for the mineralizing fluids to
reach the upper crust. Crust-type mineralization may constitute economic ore if large
volumes are found, so it is the main focus of this investigation.
37
Figure 2. Location map of Vista Alegre region. Four studied sections indicated.
Two flows (numbered 9 and 11 in the district; Figure 3) are the most intensely
mineralized in native copper in three of the four sections studied, namely Vista Alegre,
São Paulo and Itapiranga profiles (Figure 3). For this investigation, two occurrences of
native copper and associated alteration assemblages were selected in the mineralized
zone because they display characteristic features of the district: (1) Vista Alegre
prospect (Flow 11), from which 10 samples were collected from several outcrops, and
(2) São Paulo prospect (Flow 11) with 15 samples from outcrops and from a water well
(~3 m depth).
Petrography
The Vista Alegre district basalts have similar petrographic characteristics, with
labradorite (55–70%), clinopyroxene (25–35%; augite and minor pigeonite) and
magnetite + ilmenite (5–10%), plus small volumes of highly altered olivine; apatite is
the principal trace accessory mineral. Interstitial material in the groundmass consists of
variable proportions of plagioclase, clinopyroxene, quartz, k-feldspar and Fe–Ti oxides.
The groundmass typically has intergranular to intersertal texture, depending on the grain
size. Most lavas are aphyric but a few (flows 1, 4, 5 and 11) have sparse plagioclase and
a few clinopyroxene phenocrysts, with local glomeroporphyritic texture.
Abundant native copper occurs in the amygdaloidal upper crusts of the lavas
(Figure 3). The amygdaloidal lavas have well-preserved clinopyroxene (augite) and
plagioclase phenocrysts, but smectites and zeolites occur in amygdules as remobilized,
38
alteration products of these minerals. The Fe–Ti oxides are almost completely altered to
red haematite or oxi-hydroxides. The formation of haematite preceded the ore-forming
event, probably through recrystallization of earlier haematite, from specular haematite
or Fe–Ti oxi-hydroxides. Characteristically, haematite has been dissolved near native
copper crystals and iron has been either recombined or removed.
Figure 3. Lava correlation in four stratigraphic sections studied in the Vista Alegre
district. Thin flows without columnar jointing in white; thick flows with columnar
jointing in grey. Nearly 200-m vertical drop of lavas in the Itapiranga section. IF = Iraí-
Frederico Westphalen section, SP = São Paulo section, VA = Vista Alegre section, It =
Itapiranga section.
Quartz and calcite are common in all alteration stages throughout the district as
vein fillings, fillings of amygdules and replacements of other minerals. In relation to
copper, they are more abundant from the middle to the end of the ore-forming process,
e.g. quartz–calcite veins with native copper. Quartz is not present in amygdules with
native copper, whereas calcite is found dominantly as post-zeolite deposition infillings
of amygdules.
Native copper has various shapes in the Vista Alegre district. Small, rare voids
in the groundmass of massive lava cores are filled with native copper with dendritic
39
shape (Figure 4A). Native copper is disseminated in the upper crust of amygdaloidal
lavas, fills amygdules (Figure 4B and C) and is present in quartz veinlets (Figure 4D).
Amygdule filling generated the well-known large (1–50 cm in diameter, up to 50 kg)
balls of native copper, found historically by farmers in the region. Native copper is
often associated with clay minerals, zeolite, quartz and calcite. In the upper crust, it is
additionally associated with green chrysocolla. Native copper is less commonly
disseminated as a single mineral phase in the groundmass of the upper crust of flows.
Figure 4. Hand specimens of native copper and related minerals. (A) Massive lava core
show native copper with dendritic shape; (B) and (C) native copper disseminated in the
upper crust of vesicular lavas, disseminated and filling amygdules; (D) native copper in
the upper crust of vesicular lavas, filling quartz veinlets and calcite filling amygdules.
In BSE images, dendritic native copper is observed in the groundmass of lava
cores (Figure 5A). In all native copper-filled amygdules, the copper occurs in the centre
of the amygdule, frequently marginally replaced towards the rim of the amygdule by
40
copper oxide and chrysocolla (Figure 5B–F). The rim of native copper-filled amygdules
commonly contains zeolite and clay minerals.
Figure 5. BSE images of native copper and related minerals. (A) Dendritic native Cu in
the groundmass of a lava core; (B) amygdule rim has clay mineral and core has native
Cu and Cu oxide; (C) and (D) amygdule rim has clay mineral, followed towards the
core by zeolite and Cu oxide and native Cu; (E) cuprite, tenorite and chrysocolla as net-
like veins that cross-cut and overprint vesicular zones, forming Cu stockworks; (F) and
(G) rim of clay mineral, followed by zeolite, chrysocolla and finally copper in the core;
(H) rim of clay mineral, then zeolite and botroydal copper filling the vesicle.
41
Cuprite, tenorite and chrysocolla occur locally as net-like veins that cross-cut
and overprint amygdaloidal crusts, forming Cu stockworks (Figure 5E) and indicating
the late origin of veining and mineralization relative to alteration assemblages.
Hydrothermal alteration in the Vista Alegre district caused essentially the
precipitation of minerals into voids in the rock. Clay minerals occur in the rims of all
amygdules, followed by three different alteration assemblages: (a) amygdule cores with
native copper and copper oxide (Figure 5B); (b) zeolite and copper oxide followed by
native copper towards the core (Figure 5C and D) (c) zeolite, chrysocolla and copper
oxide in the core (Figure 5F–H). We consider the alteration assemblages (a) and (b) as
part of the same event (named Stage I), whereas the alteration assembly (c) is another
event (Stage II).
Analytical results
The bulk of the mafic phyllosilicate minerals in amygdules that contain native
copper in the Vista Alegre district is here classified into two alteration assemblages
based on textural and chemical criteria: (a) and (b) have dominantly trioctahedral
smectite (Stage I) and (c) containing dioctahedral smectite (Stage II). These
compositions are displayed by selected, representative analyses (Table 1, Figure 6). All
clay analyses from Itapiranga, Vista Alegre and São Paulo copper prospects correspond
to trioctahedral and dioctahedral smectites.
Stages I and II zeolites in amygdules containing native copper or present in the
groundmass of amygdaloidal lava crusts (Table 2) are either heulandite or clinoptilolite.
Heulandite is predominant in the groundmass of amygdaloidal lava crusts (e.g. analysis
number Vab in Table 2). In amygdules, heulandite is dominant in Stage I amygdules
(analysis 92, Table 2), but some clinoptilolite coexists with heulandite in the same
amygdule or only clinoptilolite is present in native copper-filled amygdules of Stage II
(analyses 84 and 85, 88 and 90, respectively, in Table 2). Following recommendations
of the IMA Commission on New Minerals and Mineral Names (Coombs et al. 1998),
clinoptilolite is distinguished from heulandite by the percentage of tetrahedral Si and the
Si:Al ratio. Clinoptilolite has Si/Al > 4 and heulandite Si/Al < 4 (Robert 2001). Both
zeolites are common in hydrothermal systems (e.g. Robert 2001; Neuhoff et al. 2006).
The contents of copper, other trace elements and PGE in the Cu ore bodies and
in massive basalts (Table 3) show significant features. The average copper content in
42
core samples of 13 lavas from the four studied sections is 220 ppm, whereas the average
for the Paraná flood basalts is estimated at 152 ppm (Crocket 2002). The composition of
the 13 studied flows is homogeneous, with little variation. One sample from Lava 9 in
the Vista Alegre section yielded anomalously high copper content (430 ppm), probably
caused by nugget effect, because replicate analysis showed that the composition is close
to the average of the section (samples VA09A = 207 ppm and VA09D = 160 ppm). In
the amygdaloidal crusts, the Cu content varies from 286 to 4680 ppm; a nugget effect is
evident.
The contents of Ni are fairly constant in all 13 flows (~44 ppm Ni), and Zn is
close to ~130 ppm in the amygdaloidal crusts with copper minerals. Au contents are
variable and very low (1–23 ppb); Ag and As are below detection limits.
The analyses of Cu ore for PGE yield Ir contents below detection limit (0.1 ppb)
and relatively high Pd (6.5–21 ppb), Pt (6–10 ppb) and Rh (0.4–0.7 ppb). Positive
slopes are typical in normalized PGE plots and these are parallel to the average of
Paraná and other continental flood basalts (Crocket 2002) (Figure 7). The Cu/Pd ratio
ranges from 35 to 585.The massive basalts have similar PGE patterns to those obtained
in native copper from amygdaloidal crust basalt, with evident enrichment in Pd (9–20
ppb) in relation to Pt (7.5–9 ppb). Ir is near 0.1 ppb in all massive basalt flows in the
mineralized district. The primitive mantle-normalized plots of PGE (+ Cu, Ni, Au)
contents of native copper and massive basalts from Vista Alegre region are shown in
Figure 7. The Pd/Ir ratios vary from 90 to 200 and the Cu/Pd ratios from 7 to 29.
Discussion
The presence of native copper in the core of amygdules that have a rim of
smectites and zeolites is an indication that the copper was formed in low temperature
and that it was the last phase to fill the amygdule.
After the native copper filling of the amygdule, the ore was altered by oxidation
to form cuprite and tenorite. Abundant hydrous copper silicate is found in the upper
portions of copper ore bodies due to hydration and further oxidation. This may be
related to percolation of silica-rich groundwater that deposited chrysocolla at shallow
depths. Malachite was noted particularly in the Itapiranga section as a final oxidation
and carbonation product associated with calcite; it is present in small amounts in other
places.
43
Table 1. Representative compositions of mafic phyllosilicates (dioctahedral and
trioctahedral smectites).
VA VA VA SP SP SP
Sample
stagea
va-2a
II
va-3b
II
va-3c
II
vcm1
I
vcm2
I
vcm3
I
SiO2 55.98 57.75 57.85 46.57 47.76 47.57
TiO2 0.00 0.00 0.00 0.03 0.02 0.02
Al2O3 15.01 16.91 16.91 5.93 6.00 6.28
FeOb 12.59 9.94 9.62 10.82 10.63 10.34
MnO 0.04 0.07 0.05 0.17 0.19 0.14
MgO 3.40 3.82 3.91 15.89 16.07 16.29
CaO 2.67 2.48 2.36 2.37 2.39 2.38
Na2O 0.11 0.14 0.15 0.05 0.03 0.05
K2O 0.25 0.30 0.17 0.25 0.22 0.22
Total 90.06 91.40 91.03 82.09 83.32 83.28
Anhydrous formula unitsc
Si 10.02 9.99 10.01 9.36 9.43 9.38
Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Al 3.17 3.45 3.45 1.41 1.40 1.46
Fe 1.89 1.44 1.39 1.82 1.75 1.70
Mn 0.01 0.01 0.01 0.03 0.03 0.02
Mg 0.91 0.98 1.01 4.76 4.72 4.78
Ca 0.51 0.46 0.44 0.51 0.51 0.50
Na 0.04 0.05 0.05 0.02 0.01 0.02
K 0.06 0.06 0.04 0.06 0.06 0.06
SAMFd 15.98 15.86 15.88 17.34 17.30 17.34
2Ca+Na+K 1.12 1.01 0.97 1.10 1.07 1.07
a Different types of alteration minerals filling vesicles associated with ore bodies (see in the text); b Total Fe reported as FeO; c Based on 28 oxygen charge equivalents; d Sum of Si + Al + Mg + Fe in formula unit.
44
Figure 6. Compositions of mafic phyllosilicates normalized to 28 oxygen charge
equivalent of the copper vesicles in Vista Alegre district as a function of the number of
non-interlayer cations (Si + Al + Mg + Fe) versus the interlayer charge (2Ca + Na + K).
Grey areas show the positions of ideal end-member dioctahedral and trioctahedral
smectites and chlorite (based in Neuhoff 2006).
Table 2. Chemical analyses of heulandite and clinoptilolite from the Vista Alegre
section in amygdules with copper. TSi a = Si/(Si+Al+Fe+Mg)
Location Vesicle 1 Vesicle 2 Vesicle 2 Vesicle 3 Vesicle 3 Flow-top
Analysis 92 84 85 88 90 Vab
heul. heul. clinopt. clinopt. clinopt. heul.
SiO2 58.65 62.68 65.36 62.45 61.51 60.70
Al2O3 13.02 13.56 13.13 11.69 11.80 15.66
FeOT 0.11 0.13 0.09 0.11 0.02 0.06
MnO 0.07 0.02 0.09 0.07 0.00 0.04
MgO 0.99 0.80 1.51 1.43 1.23 0.80
CaO 5.30 5.77 3.53 3.04 3.64 6.45
Na2O 0.03 0.04 0.01 0.01 0.00 0.08
K2O 0.35 0.43 0.85 1.86 1.74 1.06
TOTAL 78.51 83.43 84.56 80.65 79.95 88.40
Anhydrous formula units based on 72 oxygen charge equivalents
Si 29.08 28.71 29.11 29.24 29.37 26.80
Al 7.61 7.32 6.89 6.45 6.64 8.20
Fe 0.05 0.05 0.03 0.04 0.01 0.01
Mn 0.03 0.00 0.03 0.01 0.00 0.01
Mg 0.73 0.55 1.00 0.99 0.87 0.95
Ca 2.80 2.83 1.68 1.52 1.85 3.11
Na 0.03 0.04 0.01 0.01 0.00 0.02
K 0.21 0.25 0.48 1.11 1.06 0.58
Tsia 0.79 0.80 0.81 0.82 0.82 0.75
Si/Al 3.82 3.92 4.22 4.53 4.42 3.27
heul. = heulandite, clinopt. = clinoptilolite, Vab = upper crust vesicle without copper.
45
Trioctahedral and dioctahedral smectites lining the rim of amygdules and
heulandite and clinoptilolite precipitating afterwards constitute the principal assemblage
associated with the Cu mineralization. According to international literature (e.g.
Kristmannsdóttir and Tómmasson 1978; Neuhoff et al. 1999, 2006; Robert 2001;
Frantzon et al. 2008), the presence of trioctahedral–dioctahedral smectites and
heulandite–clinoptilolite suggests a low-temperature alteration zone (<150°C). The
zeolite assemblage consisting of clinoptilolite–heulandite observed in hydrothermal
assemblages in Iceland (Neuhoff et al. 1999) and Greenland (Neuhoff et al. 2006) has
homogenization temperatures of 110–120°C. The presence of dioctahedral and
trioctahedral smectites reflects, respectively, the activity of weathering processes and
very low grade metamorphism of basaltic lavas (e.g. Crovisier et al. 1987; Drief and
Schiffmann 2004; Neuhoff et al. 2006).
Mafic phyllosilicates and other clay minerals often exhibit progressive reactions
(Merriman and Peacor 1999) and continuous changes in composition/mineralogy as a
function of depth and temperature (Robert 2001; Neuhoff et al. 2006). The proportion
of dioctahedral to trioctahedral layers observed in this study seems to reflect alteration
grade both spatially (with depth) and temporally (during the paragenetic history of the
sample).
The increase in depth turns dioctahedral smectite into trioctahedral smectite,
similarly to chlorite–smectite interlayered materials (Neuhoff et al. 2006). The
correlation between the relative proportion of trioctahedral smectite, zeolite and the
occurrence of native copper and copper oxide and dioctahedral smectite associated with
zeolite, chrysocolla, oxide copper and minor native copper indicates the relative
difference of depth and time during the paragenetic history of the sample. The high-
silica zeolite assemblage of clinoptilolite–heulandite in amygdules associated with Cu
ores of Vista Alegre district also suggests the activity of Si-rich hydrothermal fluids,
because Si-rich assemblages are not formed during regional metamorphism of basaltic
lavas (Neuhoff et al. 2006).
In Northern Irish basalts (Robert 2001), the crystallization of clinoptilolite after
heulandite was driven by the chemistry of the rock and fluids rather than by depth or
temperature conditions. The high alkali concentration and high Ca activity of the fluid
favoured the initial crystallization of heulandite; following this stage, the crystallization
of clinoptilolite indicates a fluid with higher Si activity. An increase in silica activity
may have occurred in a similar way in the Vista Alegre district. In the Vista Alegre
46
deposits, this situation is observed with crystallization of clinoptilolite associated with
chysocolla and tenorite, while heulandite is predominantly crystallized with native
copper and cuprite.
Table 3. Selected analyses of native copper for PGE, Au, Ni, Zn and Cu in
amygdaloidal basalt (samples VA1–V7) and massive basalt (samples VA09–VA12)
from the Vista Alegre district.
Sample
VA1
V B
V
10
VA2
V C
V 7
VA09
VA10
VA11
VA12
Averagea Amygdaloidal basalt Massive basalt
Pt 6.2b 7.5 8.0 6.0 6.5 10 6.5 7.5 9.0 7.5 8.5
Pd 6.1 8.5 15.0 6.5 7.5 21.0 8.0 14.5 18.0 9.0 20.0
Rh 0.3 b 0.7 0.7 0.5 0.4 0.5 0.4 0.6 0.6 0.5 0.6
Ru - 0.4 - 0.2 0.2 0.1 0.2 - - 0.4 -
Au 3.1 2.0 23.0 1.0 1.0 1.0 1.0 2.0 2.9 3.5 4.0
Ni 47 40 42 44 42 42 44 33 31 44 41
Zn 92c 120 130 130 130 128 140 55 49 56 59
Cu 152 534 1110 458 4390 2569 616 419
207d
133 205 245
Pt, Pd, Rh, Ru, Au in ppb; Ni, Zn, Cu in ppm; – = below detection limit. a Paraná flood basalts PGE average from Crocket (2002). b Continental flood basalts in the world. Pt and Rh average from Crocket (2002). c Zn average in Paraná flood basalts (Peate, 1997). d Replied analysis.
The presence of two groups of smectites and zeolites in relation to different
copper assemblages is suggestive of formation in different depths and time.
Trioctahedral smectite is preferentially associated with zeolite (heulandite dominant),
native copper and cuprite (Stage I), whereas dioctahedral smectite is associated with
zeolite (clinoptilolite > heulandite), chrysocolla, tenorite and minor native copper (Stage
II). We suppose that Stage I is later and represents deeper conditions than Stage II, and
that Stage II is related with increase in Si-rich hydrothermal or meteoric water. Finally,
calcite and very minor malachite overprinted the system. This paragenetic sequence
(Table 4) is typical of an epigenetic hydrothermal system with supergene enrichment.
47
Figure 7. Primitive mantle-normalized platinum-group elements, Au and Cu plots; (a)
Cu-type, (b) massive basalts from Vista Alegre district, compared with Paraná average
of Crocket (2002). Normalization values for all elements are from Barnes and Naldrett
(1987), except for Ni from Taylor and McClennan (1985). Symbols are separated to
become individualized in some analyses.
No evidence of sulphur- or chlorine-rich fluids is seen in the Vista Alegre
hydrothermal system. The deposition of copper preceded by smectites and siliceous
zeolites indicates that the fluids responsible for the transport of Cu were rich in water.
All fluid inclusion studies in the hydrothermally altered basalts that amethysts in
48
Ametista do Sul indicate one-phase water-rich fluids (e.g. Juchem 1999). This may be
similar to the description by Brown (2006) of the Keweenaw native copper deposit,
because the Eh–pH conditions of the meteoric fluids are appropriate for the stability of
native copper and the destabilization of haematite, and this condition is favourable for
the formation of native copper lodes. Cooling of the fluid towards the surface and
retrograde hydration reactions may also have contributed significantly to the deposition
of native copper. The presence of a giant aquifer (Guarani aquifer) underneath the
Paraná volcanic pile supports the migration of water-rich fluid activated in the
hydrothermal system.
Table 4. Temporal sequence of formation of secondary minerals associated with Cu
mineralization in the Vista Alegre district.
Stage I Stage II Stage III
Quartz _ _ _ _ _ _ _ _ _ ____________ _ _ _ _ _
Native copper
_________ _ _ _ _ _ _ _
Cuprite
_ _
__ _ _
Tenorite
_ _ _ _
Chrysocolla
____________
Trioct. Smectite
_ _ _ _ _ _ _ _ _
Dioct. Smectite
_ _ _ _ _ _ _ _ _
Zeolite
_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _
Calcite
_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _____________
Malachite
_ _ _ _ _
After the main hydrothermal process ceased in the Cretaceous, the region
underwent weathering and erosion, with the development of a supergene environment.
Under these oxidizing conditions, dioctahedral smectite crystallized and the Si-rich
clinoptilolite and native copper were altered or replaced by cuprite and tenorite. With
49
increasing Si and H2O activity, chrysocolla was deposited, followed by calcite and
some malachite.
The North Atlantic volcanic province (LeHuray 1989) is also comparable to the
Vista Alegre district in its geology and native copper mineralization. The source of Cu
is related to the crystallization of the basalts; the magmatic copper not lost along with
sulphur in the vapour phase was then concentrated in opaque oxides and pyroxenes and
released during oxidation of Fe–Ti oxides to haematite during subaerial weathering
(Jensen 1982; LeHuray 1989). In the Vista Alegre district, this process began during
hydrothermal alteration. Jensen (1982) reported that in a native copper occurrence in the
North Atlantic, the contents of copper in Fe–Ti oxides is ~300 ppm but 600–24,000
ppm in haematite–pseudobrookite, while in pyroxenes the average is 250 ppm. In one
investigation in the Paraná basalts (Tazaki et al. 1988), small amounts of copper were
found in titanomagnetite in SEM analysis. We observed high copper content (~240 ppm
in augite in amygdaloidal basalt and ~400 ppm in titanomagnetite of massive basalt;
imprecise determinations) in four EPMA analyses of pyroxene and iron oxide from the
studied district; in Vista Alegre district the alteration of opaque oxides and pyroxenes to
hydrothermal minerals may have released the copper into the water rich solution. So,
the effect of subsolidus oxidation of Cu in basaltic minerals demands further
investigations.
The direct deposition of copper from the lava is not supported by our
observations. Also, the origin of copper from underlying sediments is not favoured here,
because some sulphide is expected to be present in such cases (e.g. Keweenaw, USA;
Zhaotong, China). No sulphide is associated with the native copper ore in Vista Alegre,
so fluid transport from depth is not expected to be effective and local remobilization is
favoured.
High Zn contents of amygdaloidal crusts are not common after hydrothermal
alteration of mafic–ultramafic rocks (Wang et al. 2006), but in Vista Alegre district the
Zn contents (~130 ppm) associated with native copper suggest that this metal behaved
similarly to Cu. The low Ag and As contents in the Vista Alegre native copper deposit
are due to the different behaviour of these elements during hydrothermal alteration. Ni
remains largely immobile in mafic–ultramafic rocks during hydrothermal alteration
(White 1968) and this is also observed in the Vista Alegre lavas.
Au content is variable in the district. Gold, in general, is not a reliable indicator
of PGE slope because it is frequently mobile (Barnes et al. 1985). The investigation of
50
PGE mobility is focused on Pt and Pd, because little is known about the geochemical
behaviour of Ru, Rh, Ir and Os. However, it is generally accepted that Pt and Pd are
more mobile than other PGEs, and that Pd is more mobilized by hydrothermal fluids
than Pt (Barnes et al. 1985) in the near-surface environment (e.g. Cousins and Vermaak
1976). In the Vista Alegre prospect, Pd is enriched relative to Pt both in crust-type and
in core-type mineralization.
Pd/Ir ratios are similar to the overall slope of the PGE pattern (Barnes et al.
1985), but in the Vista Alegre district only analyses of massive basalts are considered
because Ir contents in amygdaloidal crusts are below 0.1 ppb (detection limit). In the
basalts, the Pd/Ir ratio (90–200 with an average of 154) is higher than average
continental flood basalts (~110 in Crocket 2002). This is probably caused by Pd
enrichment in the altered basalts of the hydrothermal Vista Alegre system.
All evidence points to the epigenetic, hydrothermal deposition of native copper
in the Vista Alegre district. No evidence was found of direct deposition of copper from
the lava. On the contrary, copper is seen to fill the cores of amygdules, following the
deposition of smectites and zeolites along the rims, meaning that copper was deposited
at temperatures below 150°C, far removed from the high temperatures (~1100°C) at
which the lava is entirely solid. Also, Pd seems to be enriched by hydrothermal
remobilization. Fluids responsible for copper transport were water rich, so deep sources
may be discarded; otherwise sulphur would be required in the system for long-distance
transport. This proposed origin of the native copper is similar to the Emeishan native
copper deposit in China (Wang et al. 2006).
Supergene enrichment of copper is shown in the Vista Alegre district by the
alteration assemblage containing copper oxides, chrysocolla and malachite. The search
for a first copper deposit in the Paraná basaltic province should follow classical
procedures of exploration for epigenetic, hydrothermal deposits with supergene
enrichment.
Conclusions
(1) The Vista Alegre district hosts 85 known occurrences of native copper and
associated minerals in the states of Rio Grande do Sul and Santa Catarina, southernmost
Brazil.
(2) Host rocks are the Cretaceous Paraná basaltic province, intensely altered by water-
rich hydrothermal fluids lacking S or Cl.
51
(3) Native copper occurrences are mostly associated with upper amygdaloidal crusts of
basaltic lava flows but are also present in the cores of the lavas.
(4) Native copper mineralization was the result of low-temperature (<150°C) epigenetic,
hydrothermal activity.
(5) Field evidence and mineral assemblages indicate supergene enrichment of copper in
a sulphur-absent environment.
(6) Copper metal was more likely derived from the hydrothermal alteration of mafic
igneous minerals.
Acknowledgements
This work was supported by project of excellence FAPERGS/CNPq on ‘Evolução
estrutural e composicional de minerais estratégicos do sul do Brasil’, and the two
UNIVERSAL/CNPq projects, all coordinated by Léo A. Hartmann. The first author
acknowledges a scholarship from Conselho Nacional do Desenvolvimento Científico e
Tecnológico do Brasil, in both Brazil and Australia, and overall support from
Universidade Federal do Rio Grande do Sul in Brazil and the University of Western
Australia.
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54
CAPÍTULO IV
Flow-by-flow chemical stratigraphy and evolution of thirteen Serra Geral
Group basalt flows from Vista Alegre, southernmost Brazil
Authors:
Viter Magalhães Pintoa
Léo Afraneo Hartmanna
aInstituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul
Submitted to Anais da Academia Brasileira de Ciências
Running title: Geochemical correlation of basalts from Vista Alegre
Academy Section: Earth Sciences
e-mail: [email protected]; [email protected]
Academy Member: Léo Afraneo Hartmann
55
ABSTRACT
The geochemical characterization of thirteen Serra Geral Group flows in the Vista
Alegre region (RS-SC), southern Brazil, displays the homogeneous basaltic composition
near 50 wt.% SiO2. Each of the five basal flows (Pitanga-type, high-Ti/Y ~600, TiO2˃3
wt.%) and eight upper flows (Paranapanema-type, medium Ti/Y ~400, TiO2˃2 wt.%)
can be identified from its chemical composition; sets of flows have parallel variation in
chemical composition. The flow-by-flow correlation in four sections shows the
horizontal position of the flows in three profiles and a 200-m downdrop of the
Itapiranga block with respect to the Frederico Westphalen block. The world-class
amethyst geode mineralization and the systematic presence of native copper in the
basalts make the correlation of great geological and economic significance.
KEYWORDS:
Geochemical correlation, basalt, stratigraphy, Serra Geral Group, Vista Alegre
1. Introduction
The Paraná volcanic province is one of the largest continental flood basalt
associations in the world. The province is of major significance for the understanding of
many aspects of mantle evolution and its large extent requires careful examination of
the lava flow stratigraphy to evaluate the metallogenic potential for amethyst geodes
and copper. The Vista Alegre copper district is at the center of this investigation and has
many occurrences of the metal and the Ametista do Sul mining district nearby is the
largest world producer of amethyst geodes (400 tons/month). The two districts straddle
the border of the southernmost states of Santa Catarina and Rio Grande do Sul in Brazil.
To help clarify the geological relationships in the Serra Geral Group (Wildner et al.
2009) of this region, and particularly the flow-by-flow stratigraphy, we conducted an
integrated field and geochemical investigation of the basalts in four different sections.
We also tested the presence of the often purported Rio Uruguay fault and its impact on
flow stratigraphy.
2. Geological Background
The Serra Geral Group includes all Paraná volcanic province lava flows
(Wildner et al. 2009). This large igneous province covers an extensive area in
southeastern South America with minor Etendeka remnants in Namibia on the African
plate, originally a single magmatic province (Bellieni et al. 1984). This mantle-derived
56
magmatism was closely associated with the opening of the South Atlantic Ocean under
the thermal influence of the Tristan plume in the Early Cretaceous (Peate et al. 1992,
Turner et al. 1999).
The lava pile of Paraná-Etendeka magmatism is strongly bimodal, dominated by
tholeiitic basalts (> 90%), but significant quantities of rhyolites are found along the
Brazilian continental margin and in the Etendeka (Peate 1997).
Six magma types were identified by Peate et al. (1992) from geochemistry of
surface and borehole samples, distributed between low-Ti (Gramado, Esmeralda,
Ribeira) and high-Ti (Urubici, Pitanga, Paranapanema) types. They proposed that both
low-Ti and high-Ti varieties originated from a mantle plume, with extensive crustal
contamination in the low-Ti basalts.
Chemical stratigraphy has an important role in the understanding of large
igneous provinces, e.g. Columbia River (Swanson et al. 1979), Deccan (Cox and
Hawkesworth 1985, Beane et al. 1986) and Emeishan (Xu et al. 2001), particularly of
magmatic sources and evolutionary processes (Peate et al. 1992). In the Paraná volcanic
province, Turner et al. (1999) studied basaltic and rhyolitic lavas in drill holes from
western Uruguay showing a reverse magma-type stratigraphy showing that magma
types are not chronoestratigraphic. On the other hand, Peate et al. (1999) recognized 19
flows (Urubici type) in the São Joaquim area and suggested that lavas near the coast
underwent 1 km post-magmatic uplift relative to inland areas. Each of these 19 flows
has characteristic chemical composition.
The Vista Alegre region has high-Ti magma types, Pitanga at the base and
Paranapanema at the top, in the general sequence recognized by Mantovani et al. (1988)
in outcrops and boreholes. These two magma types have a close spatial association,
comprising approximately ~50% of the total preserved lava field in the Paraná province.
The two types are distinguished (Peate et al. 1992) only from the content of
incompatible elements (e.g. Ti/Y ~410 and TiO2 ~2.5 wt.% in Paranapanema, ~530 and
3.5 wt.% in Pitanga type). They have a restricted range in Sr, Nd and Pb isotopic
composition (87Sr/86Sri = 0.7055-0.7063; εNdi = -1.6 to -3.6; 206Pb/204Pb = 17.81-18.12)
and were grouped together with Ribeira and Urubici magma type as the "Northern"
basalts by Peate (1997).
57
3. Methodology and sampling
The massive central portion of basalt flows is chemically homogeneous both in
horizontal and vertical sections, so we collected one rock sample from the core of every
flow present in four sections of the Vista Alegre region to establish the flow-by-flow
stratigraphy. An additional flow (possibly two, not investigated) may be present in the
Rio Uruguay bed.
The studied region (Fig. 1) covers ~2,000 km2 and has a total lava section of
~1,200 m in Vista Alegre as observed in a drill hole by the Geological Survey of Brazil
for water in nearby Iraí. Thus, the Botucatu Formation sandstones are buried by 800-
1100 m of basalts and rhyodacites in the region. The top of the hills are near 600 m
elevation and Rio Uruguay valley at 250 m; the entire region was covered by the
Atlantic forest but now has mostly crops.
Figure 1 – Geologic map of southeastern South America, showing the Serra Geral
Group basalts and rhyolites (light gray) in the Paraná basin, the underlying sedimentary
rocks and Precambrian basement (white) and cover sedimentary rocks (dark gray),
modified from Peate et al. (1992). Studied Vista Alegre region indicated.
58
Figure 2 – Location map of the Vista Alegre region. Four studied sections indicated.
The Vista Alegre region basalts (Fig. 2) were studied by Szubert et al. (1979),
who recognized the presence of thirteen basalt flows in the region, later studied by
Gomes (1996). Our field work in 2006-2007 led to the understanding of geological
relationships and the collection of samples for petrography and chemical analyses.
Backscattered electron (BSE) images were obtained with an electron microprobe
(EPMA) using a JEOL JSM-6400 (WDS/EDS), operated at 15 kV accelerating potential
and 15 nA beam current. Chemical analyses (Table 1) of bulk rocks were performed by
ACME Analytical Laboratories, Vancouver, Canada. Major elements were determined
by X-ray fluorescence spectrometry and trace elements, metals and REE by inductively
coupled plasma mass spectrometry (ICP-MS). Total Fe is indicated as Fe2O3.
The four selected sections (Fig. 3) are Iraí-Frederico Westphalen (IF), Itapiranga
(It), Vista Alegre (VA) and São Paulo (SP). The 13 flows identified are nearly
horizontal as seen on aerial photos and in the field.
Most basalts are subaphyric, but a few have porphyritic or glomeroporphyritic
portions with plagioclase and minor clinopyroxene phenocrysts (flows 1, 4, 5 and 11).
Samples of the flows have similar mineralogy, with labradorite (55-70 vol.%), augite -
pigeonite (25-35%) and Ti-magnetite + ilmenite (5-10%), plus rare, highly altered
olivine; apatite is the principal accessory mineral. Interstitial material in the groundmass
consists of variable proportions of plagioclase, clinopyroxene, quartz, K-feldspar and
Ti-Fe oxides. It is significant that the Pitanga basalts have higher modal contents of
altered olivine and needle-like grains of ilmenite coexisting with Ti-magnetite (Fig. 4a).
This is particularly characteristic of flows 1 and 4, while Paranapanema-type flows 6 to
13, ilmenite occurs preferentially as oriented exsolution lamellae in magnetite grains
59
(Fig. 4b). Ilmenite shows trellis or sandwich texture in both Pitanga and Paranapanema
magma types. This is a consequence of the higher TiO2 content (~3.5 %) and possibly
lower oxygen fugacity of the bottom five Pitanga flows compared to the upper
Paranapanema flows (~2.5 % TiO2).
Figure 3 – Correlation of four stratigraphic sections studied in the Vista Alegre region.
Dark triangles indicate amethyst-bearing geode occurrence (after Gomes 1996) and dark
stars the copper occurrences (this work). Nearly 200 m down-drop of Itapiranga section
is indicated. IF = Iraí-Frederico Westphalen section (A – A’), VA = Vista Alegre
section (B – B’), SP = São Paulo section (C – C’), It = Itapiranga section (D – D’).
Figure 4 – BSE images; (a) ilmenite and Ti-magnetite pair in flow 4; (b) ilmenite
lamellae in Ti-magnetite grain from flow 11.
60
Table 1 – Major (wt.%) and trace (ppm) elements of analyzed basalts from the Vista Alegre region.
Samples VIF12 VIF11 VIF10 VIF09 VIF08 VIF07 VIF06 VIF05 VIF04 VIF03 VIF02 VIF01 Northinga
Eastinga -0263100 -6969500
-0264817 -6971960
-0264270 -6974033
-0264720 -6977212
-0265750 -6978030
-0267347 -6979713
-0267855 -6981646
-0268174 -6984390
-0268563 -6984670
-0273553 -6989620
-0274602 -6990150
-0276930 -6991150
Quota (m) 540 480 460 425 410 390 360 320 290 260 240 210
Section Iraí - Frederico Westphalen (IF)
Major oxides (wt. %)
SiO2 50.17 50.54 50.12 49.86 50.53 50.4 49.31 49.06 47.23 49.47 49.02 49.75
TiO2 2.44 2.45 2.55 2.46 2.45 2.41 2.42 3.69 3.88 3.35 3.78 3.95
Al2O3 12.77 12.66 12.82 12.42 12.53 12.52 13 12.36 12.59 12.46 12.51 12.78
Fe2O3(t) 15.61 16.02 16.14 15.5 15.82 14.91 14.92 15.81 15.98 15.25 15.39 14.78
MgO 4.8 4.89 4.6 4.84 4.74 5.1 5.64 4.33 4.53 4.14 3.96 4.34
CaO 8.6 8.7 8.5 8.4 8.8 8.59 9.82 8.36 8.68 8.33 8.3 8.19
Na2O 2.43 2.47 2.66 2.39 2.44 2.45 2.25 2.47 2.42 2.76 2.51 2.59
K2O 1.26 1.29 1.27 1.59 1.22 1.36 0.77 1.48 1.17 0.88 1.59 1.56
P2O5 0.27 0.26 0.28 0.27 0.27 0.27 0.27 0.53 0.59 0.47 0.6 0.48
MnO 0.2 0.23 0.19 0.21 0.22 0.22 0.2 0.22 0.21 0.21 0.21 0.19
Cr2O3 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0 0.01 0.01 0 0
LOI 1.2 0.4 1 2 0.9 1.7 1.6 1.6 2.6 2.4 1.9 1.3
Total 99.96 99.93 99.96 99.96 99.95 99.95 99.93 99.92 99.89 99.73 99.78 99.93
Trace elements (ppm)
Cu 185.3 324.4 115.4 150 385 265.1 229.4 112.2 172.4 231.6 174.5 36.8
Ni 36 33 38 37 39 39 50 21 19 34 23 61
Ba 328 302.1 312.8 321.2 307.4 289.1 340.8 438.6 510.4 497.9 484 431.1
Be 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
Co 44.6 44.8 40.6 41.5 42.8 44.8 45.8 42.7 38.9 38.3 39.9 40.6
Cs 0.5 0.4 0.1 0.5 0.2 0.2 0.1 0.3 0.4 0.4 0.3 0.3
Ga 19.5 18.8 19.7 18.9 19 18.7 19.2 21.5 21.8 21.6 21.4 23.2
Hf 4.8 5 4.6 4.6 4.4 4.4 3.9 6.1 6.8 6.5 6.5 7.3
Nb 14.8 15.1 15.1 14.5 14.6 14.5 14 24.6 27.3 26 26.6 23.8
Rb 32.8 29.4 18.5 47 24.9 30.3 10.9 30.5 16.4 25.8 31.5 29.6
Sn 1 1 1 1 1 2 1 2 2 2 2 2
Sr 263.5 271.1 259.6 258.6 269.6 256.6 364.2 417.1 466.6 444.1 428.2 516
Ta 0.9 0.8 0.8 0.8 0.8 0.8 0.7 1.4 1.6 1.5 1.5 1.4
Th 2.3 2.2 2.3 2.1 1.9 2.7 2.4 3.8 4.5 3.9 3.6 2.8
U 0.4 0.5 0.5 0.5 0.5 0.5 0.5 0.8 0.8 0.7 0.8 0.7
V 456 467 478 459 451 455 494 511 454 434 437 455
W 0.3 0.2 1 0.3 0.4 0.4 0.2 0.3 1.1 0.4 0.3 0.5
Zr 173.1 169.8 169.3 165.1 167.1 162.4 140.5 227.1 248.7 249.9 243.4 267.7
Y 45.4 37.7 36.2 36.4 37.5 35.6 29.2 38.2 39.7 38 40.2 36.9
La 24 20.3 20.6 20.4 20.8 20 19.5 31.4 34.5 34.1 35.9 32.5
Ce 47.3 45.7 45.1 44.9 45.5 44.1 44 69.1 76.2 73.8 76 71.5
Pr 6.76 6.14 5.97 5.88 6.04 5.82 5.76 9.26 10.28 9.76 10.23 9.99
Nd 29.7 26.2 25.9 25.2 26.9 24.9 25.2 39.2 44.2 40.7 43.9 43.5
Sm 6.5 6.02 5.99 5.76 6.08 5.78 5.39 8.21 9.14 8.65 8.9 9.42
Eu 2.08 1.75 1.76 1.73 1.8 1.75 1.71 2.45 2.75 2.54 2.67 2.93
Gd 7.38 6.53 6.25 6.35 6.43 6.13 5.6 8.02 8.78 8.15 8.6 8.79
Tb 1.35 1.23 1.18 1.12 1.16 1.11 0.99 1.51 1.46 1.38 1.46 1.48
Dy 8.23 7.11 6.88 6.34 7.01 6.34 5.57 7.36 7.84 7.64 8.03 7.78
Ho 1.55 1.27 1.23 1.23 1.25 1.23 1.05 1.3 1.38 1.32 1.41 1.33
Er 4.88 3.79 3.81 3.83 3.73 3.73 3.04 3.66 3.93 3.76 4.07 3.58
Tm 0.78 0.61 0.57 0.61 0.59 0.57 0.49 0.56 0.56 0.57 0.61 0.53
Yb 4.35 3.66 3.44 3.49 3.55 3.36 2.72 3.39 3.46 3.42 3.41 3.01
Lu 0.76 0.57 0.57 0.56 0.55 0.51 0.44 0.5 0.51 0.5 0.51 0.46
61
Samples VVA-12 VVA-11 VVA-10 VVA-09 VVA-08 ITAP-13 ITAP-12 ITAP-11 ITAP-10 Notrhinga
Eastinga - 0253121 - 6971015
- 0252820 - 6971116
- 0252361 - 6971314
- 0252122 - 6971390
- 0251504 - 6971412
- 0229806 - 6996181
- 0231655 - 6996800
- 0225250 - 6994995
- 0224890 - 6994470
Quota (m) 520 470 460 420 400 375 350 300 260
Section Vista Alegre (VA) Itapiranga (It)
Major oxides (wt. %)
SiO2 49.86 50.18 50.44 51.03 50.63 50.79 50.83 50.66 50.16
TiO2 2.44 2.47 2.38 2.5 2.52 2.42 2.45 2.49 2.58
Al2O3 12.92 12.63 12.78 12.62 12.45 12.75 12.53 12.66 12.66
Fe2O3 (t) 15.65 16.22 15.59 15.53 16.04 14.97 15.58 15.98 16.24
MgO 4.82 4.99 4.49 4.78 4.74 4.39 4.78 4.9 4.42
CaO 8.94 8.6 8.93 8.6 8.69 8.38 8.79 8.82 8.79
Na2O 2.35 2.32 2.45 2.6 2.44 2.43 2.48 2.38 2.48
K2O 1.24 1.37 1.21 1.27 1.23 1.88 1.21 1.35 1.09
P2O5 0.27 0.27 0.25 0.27 0.27 0.26 0.28 0.26 0.27
MnO 0.23 0.25 0.22 0.22 0.24 0.18 0.2 0.2 0.2
Cr2O3 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
LOI 0.9 0.8 1.2 0.7 0.7 0.8 0.9 1.2 1.0
Total 99.81 99.96 99.96 99.93 99.97 99.97 99.94 99.96 99.95
Trace elements (ppm)
Cu 244.9 205.2 133.1 418.9 127.9 270.6 255.9 267.4 272.2
Ni 41 44 31 33 33 39 34 37 31
Ba 318.4 306 315.1 296.9 311.2 321.6 358.8 310.1 310.7
Be 1 1 1 1 1 <1 1 1 1
Co 43.1 42.2 45.7 43.8 44.6 43.6 43 44.3 43.8
Cs 0.6 0.3 0.1 0.2 0.4 0.7 0.3 0.3 0.2
Ga 19 18.7 19.7 18.2 19.1 20.2 19.2 19.2 20.4
Hf 4.9 5 4.7 4.7 4.8 4.9 4.4 4.3 4.7
Nb 14.6 15.9 14.1 15.4 14.9 14.8 15.2 14.7 15.7
Rb 36.3 27.9 21.4 25.5 31.2 54.6 27.7 32.9 22.4
Sn 1 2 1 1 1 1 1 1 1
Sr 260.1 257 269.6 249.8 261.4 274.2 278 274.3 283.1
Ta 0.9 0.9 0.8 0.9 0.8 0.9 0.8 0.9 0.8
Th 3.1 2.2 2.4 3.2 2.8 2.2 3.3 2.3 2.8
U 0.5 0.5 0.9 0.5 0.5 0.5 0.5 0.5 0.5
V 463 459 488 476 475 482 462 457 481
W 0.5 0.3 0.7 0.7 0.4 0.1 0.2 0.5 0.4
Zr 168.4 174.4 160.1 170.1 171 172.9 166.8 158 166.5
Y 41.8 38.2 36.3 36.2 38.7 36.7 36.2 34.2 37.2
La 24 21.1 20.2 19.8 21.1 20.5 21.4 22.2 21.7
Ce 46.3 46.7 42.4 44.9 46.7 46.5 46.6 44.8 46.2
Pr 7.09 6.28 5.87 5.75 6.21 6.15 6.26 5.87 6.14
Nd 31.4 28 26.1 25 27.5 27.5 27 25.4 25.8
Sm 6.87 6.2 5.63 5.59 6.05 6.19 5.92 5.66 6.1
Eu 2.06 1.85 1.7 1.66 1.76 1.85 1.77 1.64 1.85
Gd 7.59 6.73 6.28 6.27 6.66 6.52 6.35 6.26 6.53
Tb 1.34 1.19 1.14 1.13 1.2 1.18 1.18 1.13 1.15
Dy 8.07 7.08 6.73 6.37 7.08 7.09 6.49 6.43 6.73
Ho 1.45 1.31 1.25 1.22 1.3 1.22 1.22 1.18 1.29
Er 4.31 3.81 3.86 3.73 4.04 3.84 3.78 3.59 3.73
Tm 0.69 0.62 0.58 0.58 0.61 0.62 0.55 0.54 0.6
Yb 4.03 3.61 3.45 3.41 3.58 3.67 3.57 3.25 3.52
Lu 0.66 0.58 0.54 0.52 0.58 0.59 0.53 0.5 0.53
62
Samples VSP-12 VSP-11 VSP-10 VSP-09 VSP-08 VSP-07 VSP-06 Northinga Eastinga
- 0250950 - 6974435
- 0251071 - 6975514
- 0249537 - 6974542
- 0249290 - 6974800
- 0249188 - 6974775
- 0249080 - 6974981
- 0248570 - 6975128
Quota (m) 520 480 465 420 400 385 345
Section São Paulo (SP)
Major oxides (wt. %)
SiO2 49.58 50.83 51.18 49.79 50.83 50.55 49.71
TiO2 2.44 2.54 2.41 2.51 2.47 2.3 2.11
Al2O3 12.68 12.46 12.7 12.35 12.65 12.95 13.45
Fe2O3 (t) 15.22 15.52 17.13 15.52 15.77 14.96 13.62
MgO 4.74 4.74 4.66 4.64 4.59 5.35 5.94
CaO 8.87 8.57 8.62 8.28 8.64 9.42 9.79
Na2O 2.26 2.37 2.51 2.47 2.39 2.37 2.36
K2O 1.17 1.29 1.29 1.35 1.37 0.75 1.11
P2O5 0.25 0.25 0.26 0.27 0.29 0.26 0.23
MnO 0.2 0.22 0.21 0.22 0.23 0.23 0.21
Cr2O3 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02
LOI 1.8 1.1 0.6 0.7 0.7 0.8 1.4
Total 99.79 99.92 99.98 99.83 99.95 99.96 99.96
Trace elements (ppm)
Cu 238.6 274.6 107.7 131.6 139.4 257.8 200.9
Ni 52 44 46 39 41 44 56
Ba 286.1 314.3 328.2 337.2 310.6 296 300.9
Be <1 <1 1 1 1 1 1
Co 42.5 43.3 43.4 45.1 43 46.4 46.2
Cs 0.2 0.3 0.3 0.3 0.3 0.3 0.2
Ga 18.7 18.6 19.6 19.2 19.8 18.3 18.7
Hf 4.2 4.7 4.7 4.7 4.8 4.1 3.9
Nb 13.5 14.2 14.8 14.3 14.9 14.3 12.6
Rb 24 28.1 29.2 42.9 31.5 13 32
Sn 1 1 1 2 1 1 1
Sr 255.4 254.1 271.7 261.7 262.1 296.4 332.8
Ta 0.8 0.8 0.8 0.9 0.9 1.3 0.7
Th 2.5 2.6 2.5 2.4 2.9 2.1 2.2
U 0.4 0.6 0.5 0.5 0.5 0.5 0.4
V 443 459 487 462 479 458 420
W 0.3 0.5 0.4 0.4 0.3 0.3 0.2
Zr 157.4 164.9 171.8 168.5 172.3 149.6 134.6
Y 35.6 36.6 37.9 37.7 37.8 34.2 30.7
La 19.1 20.5 21.2 21.2 21.1 18.9 21.1
Ce 42.2 44.3 45.4 45.6 46.4 42.2 41.6
Pr 5.55 5.76 6.08 6.19 6.08 5.51 6.01
Nd 24.9 26.5 27.1 27.5 26 24.2 25.8
Sm 5.38 6.1 6.09 6.13 6.07 5.37 5.63
Eu 1.67 1.71 1.77 1.8 1.8 1.68 1.74
Gd 5.65 6.01 6.62 6.57 6.56 5.97 5.9
Tb 1.1 1.14 1.16 1.2 1.18 1.06 1.04
Dy 5.69 6.23 6.88 6.88 6.95 6.34 6.18
Ho 1.2 1.3 1.31 1.28 1.29 1.21 1.07
Er 3.59 3.78 3.8 4.03 3.93 3.47 3.09
Tm 0.5 0.55 0.63 0.62 0.6 0.55 0.48
Yb 3.35 3.57 3.65 3.6 3.46 3.33 2.92
Lu 0.48 0.51 0.59 0.57 0.54 0.52 0.45
63
5. Geochemical results
All 13 flows plot in the tholeiitic basalt field on the total alkalis-silica (TAS)
diagram with approximately 50 wt.% SiO2 (Fig. 5). Flows 1 to 5 have Ti/Y ratios ~600,
while the upper 6-13 flows have Ti/Y ~400. Ti/Zr ratios are similar in all flows, but
slightly higher in flows 1-5 (~85) than flows 6-13 (~80). Based on these ratios and the
TiO2 contents (Fig. 6), the flows are Pitanga-type at the base of the stratigraphic section
(flows 1-5) and Paranapanema type in the upper portion (flows 6-13), based on criteria
from Peate et al. (1992). This stratigraphy of magma types is reflected in variations in
flow composition, including minor oxides (TiO2 and P2O5), HFSE (e.g. Hf and Zr) and
LREE (e.g. La and Ce), as seen on diagrams against MgO (Fig. 7).
Figure 5 – Total alkalis-silica (TAS) diagram showing the geochemical characteristics
of rocks from the Vista Alegre region. The bold, dashed line distinguishes tholeiitic
from alkaline basalts (MacDonald and Katsura 1964).
Figure 6 – Ti/Y versus Ti/Zr diagram, showing the classification of samples from Vista
Alegre region in the magma types of the Paraná volcanic province (after Peate 1997).
64
Figure 7 – Variation diagrams of MgO versus major and trace elements in the flood
basalts of the Vista Alegre region.
Flows are identified and correlated from small variations in TiO2 and Zr and
from their relative stratigraphic position in each section. A significant observation (Fig.
8) is the parallel variation in chemistry (MgO x TiO2 and MgO x Zr) for all four
stratigraphic sections analyzed. Flow 1 has 4.34 wt. % MgO, flow 2 has ~4 wt.%, the
two subsequent flows have higher MgO ~4.5 wt.% and then lower MgO ~4.3 wt. % in
flow 5. Flows 6 and 7 in the IF and SP sections have the highest MgO contents among
the 13 flows, with ~5.8% in flow 6 and ~5.3% in flow 7. Flows 8 and 9 in IF, VA and
SP sections show the smallest chemical differences in the flows, with MgO contents of
~4.6% in flow 8 and ~4.8% in flow 9, but are identified as distinct flows because of the
presence of a thin (~0.5 m) layer of silicified sandstone between the flows. Also, the
structural types of flows 8 and 9 are markedly different (flow 8 is type I and flow 9 is
type II; Gomes 1996). Flows 10-12 are present in all four stratigraphic sections; MgO
65
content increases from ~4.5 wt.% in flow 10 to ~5.0 wt.% in flow 11, and then
decreases to ~4.7 wt.% in flow 12. TiO2 and Zr also vary consistently in the three flows.
The uppermost flow 13 is uniquely present at the top of the Itapiranga section because it
was presumably removed from the other sections by erosion.
The primitive mantle-normalized trace element content of the basalts shows
similar patterns for both high-Ti and low-Ti magma types, with notable negative Sr
anomalies (Fig. 9a). All 13 basalt flows are strongly enriched in light REE (LREE)
relative to heavy REE (HREE) and display moderately sloping HREE on chondrite-
normalized patterns (Fig. 9b). The two magma types share many characteristics in
HFSE and REE pattern, but in detail the Pitanga and Paranapanema magmas show
important differences in trace element abundance as exemplified in Figures 7g-7h and
REE ratios as (Sm/Yb)N ratios of ~3.0 for Pitanga and ~2.0 for Paranapanema magma
types.
Figure 8 – Variation diagrams of MgO versus TiO2 and Zr showing the correlation of
flows 1–5 (a, b) in the IF (Iraí-Frederico Westphalen) section; flows 6–9 (c, d), with
flows 6 and 7 in IF and SP (São Paulo) sections, while flows 8–9 include the VA (Vista
Alegre) section; flows 10–12 are in all four studied sections. Arrows indicate the
stratigraphic sense of chemical variation of basalt flows. Symbols of stratigraphic
sections are the same as Fig. 6.
66
Figure 9 – Basalt compositions from the Vista Alegre region. Primitive mantle-
normalized trace element patterns in (a) and chondrite-normalized REE patterns in (b)
of flows 1–5 (light gray) and flows 6–13 (dark gray) basalts. Normalization values are
from Sun and McDonough (1989).
6. Discussion
6a. Effects of alteration
The Paraná basalts were affected by hydrothermal alteration of variable intensity
following their eruption and burial. In the Vista Alegre region, the most intense
alteration is related to amethyst or copper mineralization (Duarte et al. 2009, Hartmann
2008, Pinto et al. 2009). Hydrothermal alteration in basaltic rocks may have
significantly modified the concentrations of oxides such as Al2O3, Fe2O3 (t) and K2O
and some mobile trace elements such as Rb, Ba, Sr and Cu (Franzson et al. 2008). On
the other hand, TiO2, REE and HFSE have high valencies and electronegativities, small
radii and strong chemical bonds, so they are nearly immobile during hydrothermal
alteration (e.g. Wang et al. 2007). In Vista Alegre basalts, good linear correlations
between TiO2, P2O5, LREE (e.g. La and Ce), HFSE (e.g. Hf and Zr) and MgO contents
indicate that these elements remain immobile during the hydrothermal alteration that
affected the rocks (e.g. Figs. 7c-7h). From these observations, we selected TiO2 and Zr
to examine the flow-by-flow stratigraphy of the Vista Alegre basalts.
6b. Implications of correlation
Flow-by-flow correlation of basalts in the Vista Alegre region shows that the
first five flows with elevations near 200-320 m above sea level occur only in the IF
section starting in Iraí town on the left bank of Rio Uruguay. The uppermost eight flows
are Paranapanema type. The upper flows in the IF stratigraphic section are also present
67
in the SP and VA sections, and flow geometric position is nearly horizontal in the three
sections.
The Itapiranga section has similar elevation at the base compared to the IF
section (220-320 m a.s.l.). The town of Itapiranga is on the right bank of Rio Uruguay
and 40 km distant from Iraí. It is remarkable that the lower three flows from Itapiranga
(It section) correlate with the three uppermost flows from the IF, VA and SP sections
(elevation 500-600 m a.s.l.). The correlation of flows 10, 11 and 12 indicates that the
Itapiranga block was by down-faulted along the Rio Uruguai fault, so the right bank
dropped ~200 m relative to the left bank (Fig. 3). The presence of the Rio Uruguay fault
system affected the establishment of drainages patterns in the Vista Alegre region,
because the rivers drain to NW along the left bank of Rio Uruguay and to SW along the
right bank (Fig. 2). The uppermost flow 13 is only present in the Itapiranga section,
probably this flow have been removed in the others sections by erosion.
In the nearby Ametista do Sul mining district, the world-class amethyst deposits
are in flows 6 and 8. Although additional deposits may be present in other flows, this
identification of flows 6 and 8 in the region can lead to an expansion of mining activity.
6c. Geochemistry
The stratigraphic distribution of magma types in the Vista Alegre region is the
southern extension of the observations made on deep drill holes and outcrops by
Mantovani et al. (1988). Pitanga flows occur below Paranapanema flows, so higher Ti
magmas erupted in the Cretaceous prior to the Paranapanema magmas. This overall
sequence of magma eruption is present in most of the Paraná volcanic province. A
supposed inversion of the stratigraphy (Turner et al. 1999) in Artigas (Uruguay) is a
result of the presence of Paranapanema-type sills at depth in a borehole.
This relation is confirmed and better understood from observation of
geochemical data of Pitanga and Paranapanema magma types. The differences in
composition are influenced by melting and lead to considerations about the mantle-
origin of the magma types. Pitanga magma type is considered derivative from an
enriched mantle source (e.g. Peate 1997), but the origin of Paranapanema type may be
from a more depleted mantle (e.g. Garland et al. 1996, Clark et al. 2007) or related to
mixing processes, probably affected by crustal contamination. The intermediate-Ti
composition of Paranapanema magmas may reflect the transition between the high-Ti
and low-Ti flows (Piccirillo et al. 1988).
68
The chemical data show the negative Sr anomalies of both magma types may be
related to extensive fractionation of plagioclase from high-Ti magmas, compatible with
presence of plagioclase phenocrysts in porphyritic or glomeroporphyritic flows. The
lack of significant negative Eu anomaly in these lavas probably reflects a high
Eu+3/Eu+2 ratios in the magmas (Frey et al. 1991).
The rocks have chondrite-normalized REE patterns enriched in LREE and
moderately sloping in HREE patterns, with relatively high (Gd/Yb)PM ratios (1.8 to 3.0)
(Fig. 10a) and Tb/Yb (~1.5 to ~2.4). This indicates the presence of residual garnet
during partial melting (e.g. Green 1994), a feature of melting at greater depth.
Based in Aldanmaz et al. (2000), we plotted Sm versus Sm/Yb to model the
source characteristics in terms of mineralogy, because Yb is compatible with garnet but
not with clinopyroxene (Wang et al. 2007). The basalts of Pitanga magma type (flows
1–5) with higher Sm/Yb plot between the melting trajectories for garnet and garnet +
spinel-lherzolite, indicating that the magma was derived from a garnet + spinel-bearing
mantle with more garnet (80-400 km depth) than spinel (50-80 km depth), suggesting
the formation at a depth higher than 100 km (after Wyllie 1981) and in agreement to
estimative of Garland et al. (1996). The Paranapanema basalts (flows 6-13) plot
between garnet + spinel-lherzolite and spinel lherzolite, indicating that this magma was
derived from a source similar to the Pitanga basalts, but with higher spinel content and
at shallower depth.
The relatively low Al2O3/TiO2 ratios (Pitanga ~3 and Paranapanema ~6) and
high (Sm/Yb)PM ratios (Pitanga ~3 and Paranapanema ~2) indicate lower degrees of
partial melting of a relatively deeper mantle source for Pitanga basalts (Fig. 10b). The
degree of partial melting, following the parameters of Aldanmaz (2000) and Wang et al.
(2007), was probably less than 6% for the Pitanga and ~10% for the Paranapanema
parental magmas on the basis of Sm versus Sm/Yb ratios (Fig. 10c).
The ratios of show (Th/Nb)PM and (Sm/Yb)PM (Fig. 10d) indicate that the
Paranapanema basalts originated from magma with less garnet in the residue than
Pitanga. Integrated with (Nb/La)PM ratios (~0.75 to flows 1 - 5 and 0.70 to upper flows),
this suggests that crustal contamination was not significant.
The values of (Nb/La)PM ratios are lower than in South Atlantic MORB,
asthenospheric and Tristan da Cunha plume magmas (respectively 0.96 and 1.34; cf.
Garland et al. 1996), which suggests the melting of an enriched lithospheric mantle
source (e.g. Peate et al. 1999).
69
Figure 10 – Plots of element ratios of the flood basalts from the Vista Alegre region
indicating the nature and origin of the parental magmas and mantle process (a-b), plots
of Sm versus Sm/Yb showing melting curves (c); the referred melting curves are after
Aldanmaz et al. 2000. Also, (Th/Nb)PM ratios (d) indicate the contribution of crustal
contamination in the basalts; all diagrams based in Wang et al. (2007). Primitive mantle
(PM) and N-MORB compositions are from Sun and McDonough (1989). Sp = Spinel;
gar = garnet.
7. Conclusions
The careful field control of the analyzed samples, reinforced by the high quality
of the analyses, leads to some significant conclusions.
• Flow-by-flow stratigraphy is established for 13 basalt flows in the Vista Alegre
region.
• The five basal flows are Pitanga type and the eight upper flows are
Paranapanema type, all high-Ti type.
• The stratigraphy of flows indicates that the Itapiranga block on the right bank of
Rio Uruguay was down-faulted 200 m with respect to the Frederico Westphalen
block.
70
• The stratigraphy of the region accompanies results from boreholes, because
Pitanga magma type was erupted prior to the Paranapanema magma type.
• Geochemistry indicates that the Pitanga basalts formed at >100 km depth during
initial mantle upwelling by low degree (~6%) of partial melting of enriched
lithospheric mantle, while the Paranapanema basalts were formed in shallower
depth with increased degree of partial melting, without evidence of crustal
contamination.
• The stratigraphic correlation here established is useful for the identification of
flows with amethyst or copper mineralization, because the Vista Alegre region
constitutes a potential mining district.
8. Acknowledgements
Support was given by Conselho Nacional do Desenvolvimento Científico e
Tecnológico, Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado do Rio Grande do Sul,
Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais and COOGAMAI (miners cooperative).
A main support for the investigation was the project of excellence: “Minerais
Estratégicos do Sul do Brasil”, supported by FAPERGS/CNPq and coordinated by
LAH. Wilson Wildner (Geological Survey of Brazil) is acknowledged for his expertise
on Serra Geral Group basalts.
RESUMO
A caracterização geoquímica de treze derrames do Grupo Serra Geral na região de Vista
Alegre (RS e SC), sul do Brasil, exibe uma composição basáltica homogênea próxima a
50% de SiO2. Os cinco derrames basais, são classificados quimicamente como tipo
Pitanga (alto Ti/Y ~600 e TiO2˃3 em peso percentual), os demais oito derrames
possuem médio Ti/Y ~400 com TiO2 ~2.5 em peso percentual, sendo classificados
como Paranapanema magma tipo. Cada derrame pode ser identificado através de sua
composição química e correlacionado, com variação paralela entre os perfis estudados.
A correlação derrame a derrame nos quatro perfis demonstra uma posição horizontal em
três perfis e um rejeito vertical de 200 metros do bloco Itapiranga em relação ao bloco
Frederico Westphalen. A presença de jazidas de ametista em geodos e a sistemática
ocorrência de cobre nativo nos basaltos da região tornam a correlação de grande
significado geológico e econômico.
71
Palavras-chave: Correlação geoquímica, basalto, estratigrafia, Grupo Serra Geral, Vista
Alegre.
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73
CAPÍTULO V
Paraná basalt, quartz latite and rhyodacite ages from high Th/U
magmatic zircon, southern Brazil
Viter Magalhães Pintoa
Léo Afraneo Hartmanna, *
João Orestes S. Santosb
Neal Jesse McNaughtonc
Wilson Wildnerd
a Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Avenida Bento
Gonçalves, 9500; 90501-970 Porto Alegre, Rio Grande do Sul, Brazil. b Centre for Exploration Targeting, University of Western Australia, 35 Stirling
Highway, Crawley, 6009 Perth, WA, Australia. c John de Laeter Centre, Curtin University of Technology, Bentley, 6845 Perth, WA,
Australia. d Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais, Rua Banco da Província, 105; 90840-
030 Porto Alegre, Rio Grande do Sul, Brazil.
Submitted to Chemical Geology including Isotope Geoscience
74
Abstract Ion microprobe U-Pb isotopic data on zircons from the Paraná magmatic province are
presented from one tholeiitic (high-Ti Pitanga type) and three felsic volcanic rocks from
the low-Ti Palmas and high-Ti Chapecó types. Igneous zircons from the four volcanic
rocks yield volcanism ages within error: i.e. 134.4±1.1 Ma (basalt), 134.6±1.4 Ma
(rhyodacite), 134.8±1.4 (quartz latite) and 135.6±1.8 Ma (quartz latite). The age of
Paraná magmatism based on Ar-Ar geochronology has two divergent ranges: 1) one to
two million years with magmatic peak at 131-133 m.y. 2) over ~10 m.y. between 137
and 127 Ma. Our results show that the bimodal volcanics of the province, at least to the
south of the Piquiri lineament, have very high effusion rates (~1 m.y.) with a main pulse
at ~135 Ma, about 2% older than proposal 1, more akin to a short period of magmatism.
The high Th/U ratios in zircons from basalt (5.4), quartz latite (~3.0) and rhyodacite
(1.5) are characteristic of mantle-derived melts and may indicate crustal contamination
in the more felsic rocks. These results are most significant for the understanding of time
relations in this large intraplate magmatic province.
Keywords: Paraná magmatic province, zircon, SHRIMP geochronology, basalt,
rhyodacite, Th/U ratios
1. Introduction
Geochronology has played a critical role in constraining the time scale of magmatism in
the Paraná province, and some of the relations between magmatism, stratigraphy,
mantle geodynamics, and tectonic process such as continental fragmentation. The
Paraná magmatic province has been the subject of several K-Ar and Ar-Ar and few Rb-
Sr and U-Pb geochronological studies. Over 200 K-Ar whole-rock and feldspar analyses
(reviewed by Campos et al., 1988) show a wide range of ages (~150 to 110 Ma)
indicating problems with both excess argon and post-crystallization argon loss.
Mantovani et al. (1985) reported a combined Rb-Sr mineral isochron of 135 ±3.5 Ma
from three Chapecó rhyolite samples. Nevertheless, whole-rock data from 13 samples of
Palmas type rhyolites showed excess scatter on an isochron diagram, probably due to
some combination of heterogeneous initial 87Sr/86Sr and secondary mobility of Rb and
Sr (Cordani et al, 1980; Renne, 1997).
In the 1990's, the dating efforts concentrated on the potential of the 40Ar/39Ar
technique to obtain more precise Paraná volcanic age estimates (Baksi et al., 1991;
75
Renne et al., 1992, 1996a, 1996b; Turner et al., 1994; Stewart et al., 1996; Ernesto et
al., 1999; Mincato 2000). These Ar-Ar radiometric studies report divergent age ranges
and interpretations. For instance, Turner et al. (1994) and Stewart et al. (1996) report a
wide age range for the Paraná volcanism over 10 m.y. between ~137 and 127 Ma. They
also mention that Ar-Ar analyses indicate that magmatism within the Paraná magmatic
province migrated from northwest to southeast. On the other hand, Renne et al. (1992,
1996a, 1996b) published detailed 40Ar/39Ar studies that indicate a main magmatic
emplacement of preserved volcanic rocks in a brief period of time (1-3 m.y.) and a peak
at 133 - 131 Ma. This short interval is comparable to other flood volcanic sequences,
such as the Siberian and Deccan provinces (Renne, 1996a). Based on 40Ar/39Ar dating
and paleomagnetic data, Ernesto et al. (1999) reported that the northern Paraná
magmatic province (north of the Rio Piquiri lineament, Fig. 1) is younger than the
southern Paraná magmatic province or the adjacent Etendeka province in Namibia,
resulting in a northward migration of volcanism. The youngest volcanic events detected
show that the eruption of lavas stopped at 131.4 ±0.5 to 129.2 ±0.4 Ma; these ages are
from a related NE dyke swarm feeder system exposed parallel to the coast line (Deckart
et al., 1998).
Zircon U-Pb ages were reported more recently from intrusive and extrusive rocks.
Lustrino et al. (2005) obtained a concordia age of 128.1±1.8 Ma in a conventional U-Pb
isotopic study of two populations of zircon from the Valle Chico quartz-syenite (SE
Uruguay), considered linked with the formation of the Paraná-Etendeka Igneous
Province Wildner et al. (2006) analyzed zircons from felsic volcanic rocks of Chapecó
type and obtained ages of 135.5±2.3 and 137.3±1.8 Ma.
We present new U-Pb sensitive high-resolution ion microprobe (SHRIMP II) data
on igneous zircons from volcanic rocks in the province. The selected rocks cover the
bimodal compositional spectrum from basalt to quartz latite and rhyodacite, and include
rocks from the basaltic high-Ti Pitanga chemical type, the felsic low-Ti Palmas type,
and felsic high-Ti Chapecó type. The geochemistry of the dated samples yields the
correct classification and comparison with published data in context of Paraná volcanic
magma. We also emphasize the high Th/U ratios of the dated zircons, because melt-
precipitated zircons as here dated are rare in basalts in general. This study is therefore
directed to a better understanding of the time relations in both basic and acid magma
generation in one of the largest intracontinental magmatic provinces in the world.
76
1.1 - Geological background
The Paraná magmatic province in South America and the minor Etendeka remnant in
Namibia, Africa, are one of the largest igneous provinces (LIPs) in the world, closely
related with the Lower Cretaceous opening of the South Atlantic Ocean (Peate et al.,
1992). The large volume of magma generated in a comparatively short period of time
has long been linked to upwelling of deep and hot mantle plumes – Tristan mantle
plume (Morgan 1971; Richards et al., 1989; White and McKenzie 1989; Gibson et al.,
1995; Self et al., 1997). This plume decompression model (White and McKenzie 1989,
1995) predicts that the Large Igneous Province has minimal interaction with the
lithospheric mantle and reflects mainly a deep asthenospheric mantle origin (e.g.
Deccan). However, the isotopic and geochemical features of some LIPs, notably in the
Mesozoic Gondwana flood basalts, such as the Paraná, show evidence that their origin
are related to a lithospheric heterogeneous mantle source and suggested that for Paraná
magmatism an asthenospheric plume origin is compatible only as a thermal perturbation
which triggered the melting process of the lithospheric mantle (e.g. Turner et al., 1994,
Turner and Hawkesworth 1995, Peate and Hawkesworth 1996, Comin-Chiaramonti et
al., 1997 and Marques et al., 1999) . On the other hand, Coltice et al. (2007) suggest
that the generation of huge volumes of lava in the Mesozoic LIPs (Karoo, Paraná and
Ferrar) was a consequence of heating of the mantle underneath supercontinent
Gondwana, the presence of a plume not required.
The Paraná magmatic province covers an area of at least 1.2 x 106 km2 in
southeastern South America (Fig. 1) and comprises the Serra Geral Formation, the
formal stratigraphic name for the Parana lavas in Brazil. The Paraná lavas have bimodal
composition near basalt and rhyodacite. Overall, it is composed mostly of tholeiitic
basalt and basaltic andesite (>90% by volume), but near the continental margin,
significant quantities of felsic rocks cap the sequence. These felsic successions cover
~2.5% of the total volume of volcanic rocks in the Paraná magmatic province (Nardy et
al., 2001). Felsic rocks are found at depths over 400 m in the depocenter because the
felsic succesions dip to the center of the Paraná basin. The thickness of the volcanic
sequence reaches 1700 m near the depocenter.
77
Fig. 1- Simplified geological map of part of southeastern South America (modified from Peate et al. 1992 and Nardy et al. 2008) showing the location of studied areas and of dated samples (white label).
On the basis of the geochemical similarities, Peate et al. (1992) proposed a
division of the basaltic rocks into two major types, subdivided into six distinct tholeiitic
magma types: 1) high Ti/Y in the northern portion of the basin, designated Pitanga,
Paranapanema, Urubici and Ribeira types; and 2) low Ti/Y predominant in the southern
portion of the basin, designated Gramado and Esmeralda types.
The felsic rocks (SiO2 > 62 wt.%) are mostly rhyodacites, dacites, quartz latites
and subordinately rhyolites, divided into two chemical types. The high Ti, P (and La,
Ce, Zr) felsic rocks are designated Chapecó type and the low Ti, P are the Palmas type
(Bellieni et al., 1986).
The Rio Uruguay and Rio Piquiri tectonic lineaments cross the magmatic province
from its eastern edge to near its center (Fig. 1). The Ponta Grossa arch is nearly parallel
to the lineaments and has hundreds of dolerite dikes trending preferentially parallel to
78
the arch axis (Raposo and Ernesto, 1995). Bellieni et al. (1984) and Piccirillo et al.
(1988) suggested a subdivision of the province based on the distribution and nature of
the different volcanic rock types and relationship with the lineaments. To the south of
the Rio Uruguay lineament, basalts are typically low-Ti and acid flows are low-Ti
Palmas type. To the north of the Rio Piquiri lineament, high-Ti tholeiites dominate,
sometimes overlain by rhyodacite flows of the high-Ti Chapecó type towards the
southeast. In the center of the magmatic province, between the two main lineaments,
volcanic suites are similar to those occurring in the south and north and include both
Palmas and Chapecó types (Ernesto et al., 1999).
2. Sampling strategy and analytical methods
The four rocks for this isotopic investigation were selected from many samples
collected by the authors during several 2004-2008 field seasons and from the rock
collection of CPRM (Geological Survey of Brazil), Porto Alegre office. Our sampling
includes three stratigraphic units (Figs. 1 and 2). Data on each sample (coordinates, rock
name, stratigraphic unit, number of analyses per sample) and previous Ar-Ar ages from
rocks with similar compositions to the samples dated in this work are summarized in
Table 1. All rocks were investigated in thin sections and had whole-rock chemical
analyses performed (Table 2).
Fig. 2 - Stratigraphic column of studied areas with dated samples (black labels). Regional location is indicated in Figure 1.
79
Table 1. Summary of age results obtained by zircon SHRIMP U-Th-Pb isotopes (errors = 2s) on four samples in this work; previous Ar-Ar ages shown. (h) = elevation above sea level; (n) = number of spots analyzed; qz latite = quartz latite.
Sample Magma
type
Rock
type
Age
(Ma)
± MSWD Eastinga Northinga h (m) n Previous
ages
VIF Pitanga basalt 134.4 1.1 0.48 0276930 6991150 230 8 137.8±0.7b
WWP Palmas rhyodacite 135.2 1.3 1.30 0541620 6740982 907 11 133.2±4.7b
WW254 Chapecó qz latite 136.1 1.4 0.98 0490251 7132871 1170 9 131.8±1.4b
WW255 Chapecó qz latite 135.3 1.3 0.70 0450575 7187968 1090 10 132.3±0.1c
aCoordinates in UTM (Córrego Alegre datum) bAr-Ar data from Turner et al. (1994) cAr-Ar data from Mincato (2000) 2.1 - Sample description and petrography
Sample VIF is a basalt collected in a quarry near BR-386 highway (UTM
276930E, 6991150N, 230 m elevation) near the Uruguay River within Iraí town. The
basalt lava is ~30 m thick and consists of a thin (~0.5 m) vesicular lower crust, massive
core with columnar jointing and a highly vesicular upper crust with irregular jointing,
breccias and a thin layer (0.5 m) of silicified sandstone on top. The sample is from the
massive core with columnar jointing. This basalt sample was selected for zircon
geochronology because it has 268 ppm Zr, so zircon probably precipitated from the
melt. The fine to medium-grained texture of the rock indicates that zircon crystals may
be sufficiently large for SHRIMP analysis.
Sample VIF is composed of labradorite (approx. 65 vol. %), augite and minor
pigeonite (approx. 30%), Ti-magnetite and ilmenite (approx. 5%), with apatite as an
ubiquitous accessory mineral. The sample has a glomeroporphyritic to porphyritic
texture with plagioclase and minor clinopyroxene phenocrysts. Interstitial material in
the groundmass consists of variable proportions of plagioclase, clinopyroxene, quartz,
K-feldspar and Fe-Ti oxides. Zircon was not observed in thin section.
Sample WWP is from the Palmas type and was collected in São Francisco de
Paula town, Rio Grande do Sul state (UTM 0541620E; 6740982N), in the Serra Geral
escarpment. The flow is tabular, ~40m thick and consists of 1-5 m of vesicular and
brecciated lower crust, 25-m massive core with columnar jointing, and a 10-m vesicular
upper crust marked by prominent flow banding and flow breccia. This rhyodacite is
80
nearly aphyric to weakly porphyritic with a few sparse plagioclase and rare augite
microphenocrysts (<0.2 mm). The groundmass is composed of quartz, K-feldspar,
plagioclase, pyroxene, magnetite and ilmenite. The content of Zr (227 ppm) made this a
favorable rock for zircon isotopic studies.
The dated sample WW-254 was collected from PR-170 road near Foz do Areia
hydroelectric facility (UTM 490.251E, 7.132.871N; 1170 m elevation), and WW-255
sample was collected in a quarry in Guarapuava town (UTM 450.575E, 7.187.968N,
1090 m elevation). The flows are tabular ranging in thickness from 40 to 60 m, with
horizontal jointing at the bottom and prominent flow banding that evolves to flow folds
and flow breccias at the top. Petrographically, the rocks are porphyritic, with K-feldspar
and plagioclase euhedral phenocrysts prominent in a vitrophyric matrix with crystallites
of plagioclase, quartz and K-feldspar. The clinopyroxene is pigeonite and forms
glomeroporphyritic aggregates. Zircon and oxyhornblende were observed in thin section
as accessories only in this volcanic sub-type, with some apatite and Fe-Ti oxides.
Accordingly, Zr content is very high in the rocks (WW254 = 590 ppm and WW255 =
587 ppm).
3. Analytical methods
3.1 - Geochemical methods
The dated rock samples were analyzed for major and trace elements at the ACME
Analytical Laboratories, Vancouver, Canada. Major elements and several minor
elements were determined by ICP-emission spectrometry following a Lithium
metaborate/tetrabortate fusion and dilute nitric digestion. Loss on ignition (LOI) was
determined by weight difference after ignition at 1000°C. Total iron is indicated as
Fe2O3. Rare earth and refractory elements were analyzed by inductively coupled plasma
mass spectrometry (ICP-MS) following the same decomposition method of major
elements.
81
Table 2 - Major oxides (wt.%) and trace-element (ppm) abundances and CIPW norms for Paraná volcanic rock samples dated in this work. (<DL) = below detection limit. Fe2O3 = Fe total.
VIF WWP WW254 WW255
SiO2 49.75 65.02 63.60 64.04 TiO2 3.95 0.94 1.45 1.41 Al2O3 12.78 13.25 12.87 13.08 Fe2O3 14.78 6.58 7.84 7.86 MgO 4.34 1.64 1.44 1.30 CaO 8.19 3.45 3.18 3.22 Na2O 2.59 3.13 3.15 3.36 K2O 1.56 3.88 4.10 3.96 P2O5 0.48 0.26 0.48 0.46 MnO 0.19 0.11 0.14 0.15 Cr2O3 0.005 <DL <DL <DL LOI 1.30 1.50 1.50 0.90 Total 99.7 99.8 99.75 99.75
Q 2.53 20.12 18.21 17.96 Or 9.33 23.31 24.63 23.65 Ab 22.17 26.93 27.10 28.73 An 18.86 10.82 9.02 9.01 Di 18.63 5.57 5.99 6.11 Hy 17.02 9.65 9.96 9.58 Mt 3.39 1.52 1.81 1.80 Ilm 3.79 0.91 1.40 1.35 Ap 1.15 0.63 1.16 1.10
Ba 431 566 1041 1006 Rb 30 144 107 108 Sr 516 160 392 444 Y 37 33 69 69 Zr 268 227 590 587 Nb 23.8 21.3 52 52.7 Th 2.8 13.0 10.0 9.7 U 0.7 5.7 2.4 2.4 Hf 7.3 6.5 15.9 16.2 Ga 23 18 25 26 Sn 2.0 7.5 5.0 5.0 Cu 37 27 13 13 Ni 20.0 8.8 15.6 8.7 Be 1 3 3 2 Co 40.6 13.6 7.1 6.8 Cs 0.3 5.9 1.9 1.7 Ta 1.4 1.6 3.3 3.2 V 455 90 52 45 W 0.5 1.5 1.3 1.0 La 32 36 74 73 Ce 71 74 170 168 Pr 9.99 9.45 20.50 20.30 Nd 43.5 38.4 93.8 91.1 Sm 9.42 7.47 18.00 18.20 Eu 2.93 1.55 4.40 4.80 Gd 8.79 7.09 14.10 13.80 Tb 1.48 1.17 2.40 2.40 Dy 7.78 6.38 12.70 12.40 Ho 1.33 1.31 2.40 2.30 Er 3.58 3.89 6.40 6.40 Tm 0.53 0.56 0.90 0.90 Yb 3.01 3.55 6.00 5.60 Lu 0.46 0.52 0.80 0.80
Ti/Y 642 171 126 122
82
3.2 - U-Pb SHRIMP methodology
Following the methodology of Santos et al. (2008), the rock samples were crushed,
milled and sieved to <250 microns. Heavy minerals were separated using heavy liquid
(TBE, tetra-bromo-ethane) and magnetic separation techniques were used to concentrate
the non-magnetic zircon. Final separation of the grains was by hand picking. The grains
were mounted on epoxy discs with fragments of standards, ground and polished,
photomicrographed in transmitted and reflected light, and imaged (backscattered
electrons) for their internal morphology, using a Jeol 6400 scanning electron
microscope at the Center for Microscopy and Microanalysis at the University of
Western Australia. The epoxy mounts were then cleaned and gold-coated for SHRIMP
analyses. The zircon standard used was BR266 (559 Ma, 903 ppm U). The isotopic
composition of the minerals was determined using SHRIMP II (De Laeter and Kennedy,
1998), using methods based on Compston et al. (1992). Zircon was analyzed using a
primary ion beam of ~4 nA, 10 kV O22- with a diameter of ~25 µm, focused onto the
mineral. In the Palmas sample, we used a weaker primary beam (~1.2 nA) in two
analyses (a.1-4b and f.1-1) to prevent the ThO2+ signal from exceeding that tolerated by
the ion counter. For each spot analysis, initial sputtering was used to remove the gold
and surface common lead before analysis. Although the 207Pb/206Pb age is imprecise and
sensitive to the common Pb correction, only four of the 50 analyses where not within 2σ
analytical error of concordant. Results with more than 0.5 % common 206Pb correction
are presented but not used in age calculations, except in sample VIF where all data were
considered. Zircon data are reduced using SQUID (Ludwig, 2002). Data were plotted on
weighted average and Concordia diagrams using ISOPLOT/Ex software (Ludwig,
1999); error ellipses on Concordia plots are shown at the 95% confidence level (2σ).
4. Results
4.1 – Geochemistry
An overview of the geochemical composition of the four dated samples and of the
volcanic sequence (data from Comin-Chiaramonti et al., 1988; Peate 1990; Peate et al.,
1990, Peate and Hawkesworth 1996; Garland et al., 1995; Garland et al., 1996; Nardy et
al., 2008) can be seen on the TAS (Fig. 3a) and De La Roche (Fig. 3b) diagrams.
Sample VIF has ~50% SiO2 and ~4% MgO, while the other samples have >63% SiO2
and ~1.5% MgO (Table 2). Using the total alkali-silica plot of LeBas et al. (1986), the
VIF sample is classified as tholeiitic basalt, WWP as a dacite, whereas WW254 and
83
WW255 are trachydacites. However, using the chemical variation diagram of De La
Roche et al. (1980), the VIF sample lies within the basaltic andesite field, WWP sample
can be classified as rhyodacite, whereas WW 254 and 255 lie between rhyodacite and
quartz latite. The terminology of classification is not clear-cut because of different
criteria, so we hereafter classify VIF sample as basalt, WWP as rhyodacite, WW 254
and 255 as quartz latite based on the CIPW norms (Cross et al., 1902) (see Table 2).
High Ti/Y basalts of the Pitanga magma type have a close spatial association with
the Paranapanema magma types (also high-Ti) in the Paraná magmatic province.
Together, they comprise approximately 50% of the total preserved lava volume (Peate,
1997). The Pitanga magma type has Ti/Y higher than Paranapanema; typically Pitanga
basalts have 3.5 wt. % TiO2 whereas Pananapanema basalt have only 2.5 wt.% TiO2. In
the studied region, the Paranapanema lavas overlie Pitanga lavas (Fig. 2), and this is in
agreement with the outcrop pattern and borehole data in other Paraná province areas,
Peate et al. (1992). Although these magma types are dominant to the north of the Rio
Piquiri lineament (Piccirillo et al., 1988), we sampled rocks immediately to the south of
the Rio Uruguay lineament (Fig. 1).
Fig. 3 – Classification of the Paraná magmatic province: (a) according to Le Bas et al. (1986); (b) according to De la Roche et al. (1980). The compositional variation of high- and low-Ti basalts (white triangles) data from Comin-Chiaramonti et al. (1988), Peate (1990), Peate and Hawkesworth (1996) and Garland et al. (1996). Shaded field encloses published analyses of Palmas (black triangles) and Chapecó (circles) felsic rocks classified according to Garland et al. (1995) and Nardy et al. (2008). Samples dated in this investigation highlighted. Symbols used in (a) are the same in (b).
The sampled basalt is tholeiitic (Fig. 3a), with high contents of titanium (~3.95
wt.% TiO2) and phosphorous (0.48 wt.% P2O5), the Ti/Y ratio is ~642 (Table 2) and
Ti/Zr is ~85, typical of the high-Ti Pitanga magma type (Fig. 4).
84
Fig. 4 - Ti/Y vs Ti/Zr diagram, showing the classification of VIF sample in the basaltic magma types of the Paraná magmatic province (after Peate 1997).
The content of incompatible trace elements of this basalt is also typical of Pitanga
magma type and is enriched in HFSE in comparison with low-Ti units (Fig. 5a). It has
small Sr negative anomaly indicative of early plagioclase fractionation, probably related
with plagioclase phenocrysts in glomeroporphyritic agglomerates. This basalt is
strongly enriched in light REE (LREE) relative to heavy REE (HREE) and displays
moderately sloping HREE on chondrite-normalized plots (Fig. 5b).
The dated sample WWP is from the Palmas magma type and overlies low-Ti
Gramado basalts (Fig. 2) in the Serra Geral escarpment. The Palmas type felsic rocks
cover an area of 40,324 km2 and were subdivided into two types (five subtypes) by
Nardy et al. (2008) based principally on Ti and P contents: Santa Maria and Clevelândia
(TiO2 ≤0.87%); Caxias do Sul, Anita Garibaldi and Jacuí (TiO2 ≥0.90%). The sample is
from the Caxias do Sul sub-type (Fig. 6a), because it has 0.94 wt.% TiO2 and 0.26 wt.%
P2O5. This type was first recognized by Peate et al. (1992) and covers an area of 16,000
km2 with a volume of 4,832 km3 (Nardy et al., 2008).
The trace elements and REE patterns are typical of Palmas magma type pattern
(Figs. 5c and 5d). The strong positive U and negative Nb and Ti anomalies (Fig. 5c)
have similar characteristics to composition of continental crust average (Taylor and
McLennan, 1981), as shown in figure 5c, and suggest that crustal
contamination/assimilation was an important process in the felsic volcanic rocks
evolution (Nardy et al., 2008). The negative Sr (Fig. 5c) and Eu (Fig. 5d) anomalies are
indicative of plagioclase fractionation.
Samples WW254 and WW255 have compositions of quartz latites (Table 2): 18%
normative quartz, 24-25% orthoclase, and 36-38% plagioclase (ab+an).
85
The dated quartz latites are from Chapecó felsic type and overlie high-Ti basalts
(Fig. 2). This type covers an area of 6,617 km2 with a maximum thickness of 270 m
(Nardy et al., 2001), exposed near Faxinal do Céu and Guarapuava towns (Paraná state),
and Nonoai and Chapecó towns (Rio Grande do Sul state).
Fig. 5 – Chondrite-normalized trace elements and REE patterns of basalts (a and b) and felsic rocks (c and d) of Paraná magmatic province. Samples analyzed in this investigation highlighted. . Shaded ranges enclose published data from Comin-Chiaramonti et al. (1988), Peate (1990), Peate and Hawkesworth (1996), Garland et al. (1996), Garland et al. (1995) and Nardy et al. (2008). Symbols used in b are the same in a. Normalization values are from Sun and McDonough (1989) and continental crust average composition (Taylor and McLennan, 1981).
A compositional variation within the high-Ti Chapecó type felsic volcanics
(Piccirillo et al., 1987) led Peate et al. (1992) to subdivide it into the Ourinhos sub-type
(Rb/Zr>0.2, 87Sr/86Sri=0.7076-0.7080), exposed over a restricted area, and the
widespread Guarapuava sub-type (Rb/Zr<0.2, 87Sr/86Sri=0.7055-0.7060). Nardy et al.
(2008) subdivided the Chapecó magma type into three sub-types (Ourinhos, Tamarana
and Guarapuava subtypes) based in TiO2 and P2O5 contents. Samples WW-254 and
WW-255 similar contents of TiO2 (1.45 and 1.41 wt. %) and similar P2O5 (0.48 and 0.46
wt%), and are of the Guarapuava subtype (Fig. 6b).
86
The trace element pattern with negative Nb, Sr and Ti anomalies and REE patterns
of the samples are typical of Chapecó magma type (Figs. 5c and 5d).
Fig. 6 – TiO2 vs P2O5 diagram showing the classification of WWP and WW 254 and WW 255 samples in the felsic types of the Paraná magmatic province (Nardy et al., 2008). (a) Discrimination diagram of sub-types of Palmas felsic type; (b) diagram of sub-types of Chapecó felsic type. Fields of classification enclose published data from Nardy et al. (2008).
4.2 - U-Pb geochronology
4.2.1 - Zircon morphology
The analyzed zircon crystals are weakly zoned and have an otherwise homogeneous
texture. Most grains are clear, weakly colored and small to medium sized (50-100 µm
length), except a few zircon grains from the Chapecó porphyritic quartz latite that have
grains up to 600 µm long. Only the WWP sample (Palmas rhyodacite) has quartz
inclusions: the other three are inclusion-free. The exact original size and shape
distribution of the zircon crystals, in general, is difficult to assess because most of
grains were broken, especially from the WWP sample (Palmas rhyodacite), presumably
during sample preparation. But, in general, the VIF (Pitanga basalt) zircon population is
anhedral to subhedral, similar to many zircons from kimberlite, alkali basalt (Pupin et
al., 1978) and other magmas of deep-seated, mantle origin (Corfu et al., 2003).
On the other hand, in the felsic rocks the zircon crystals show distint
characteristics. The zircon crystals from rhyodacite WWP are highly irregular with
rounded outlines, whereas in the porphyritic quartz latite WW254 and WW255, zircon
crystals are prismatic, needle-shaped, without bipyramidal terminations, characteristic
of a more rapid (quench) crystallization (Fig. 4d).
87
Table 3. Zircon SHRIMP U-Th-Pb isotopic data of four volcanic rocks of the Paraná magmatic province.
Isotopic ratios Ages
U Th Th 206Pb 4f206
238U 206Pb 207Pb 208Pb 207Pb 206Pb
spot ppm ppm U ppm (%) 206Pb 238U 235U 232Th 206Pb 238U
Basalt, sample VIF
b.1-1 1244 4104 3.41 22 1.11 48.9625 ± 1.25 0.0204 ± 1.25 0.1309 ± 5.38 0.0063 ± 1.54 23 ± 126 130.3 ± 1.6
b.1-2 836 5106 6.31 15 0.69 46.8757 ± 1.28 0.0213 ± 1.28 0.1467 ± 3.92 0.0063 ± 1.49 190 ± 86 136.1 ± 1.7
b.1-3 860 7395 8.88 16 0.81 47.5704 ± 1.30 0.0210 ± 1.30 0.1381 ± 6.15 0.0063 ± 1.59 81 ± 143 134.1 ± 1.7
b.1-4 1025 5113 5.15 19 1.25 47.6680 ± 1.27 0.0210 ± 1.27 0.1353 ± 5.10 0.0063 ± 1.47 37 ± 118 133.8 ± 1.7
b.1-5 1167 4281 3.79 22 1.25 47.2142 ± 1.26 0.0212 ± 1.26 0.1316 ± 5.97 0.0065 ± 1.52 -53 ± 142 135.1 ± 1.7
b.2-1 956 10715 11.58 18 1.80 47.4946 ± 1.32 0.0211 ± 1.32 0.1467 ± 7.61 0.0063 ± 1.41 219 ± 173 134.3 ± 1.8
b.3-1 1772 8983 5.24 32 0.36 47.1921 ± 1.20 0.0212 ± 1.20 0.1469 ± 3.58 0.0064 ± 1.32 207 ± 78 135.2 ± 1.6
b.3-2 1397 4442 3.29 25 0.71 48.1969 ± 1.24 0.0207 ± 1.24 0.1412 ± 5.04 0.0062 ± 1.53 165 ± 114 132.4 ± 1.6
b.4-1 1053 2769 2.72 19 1.19 47.7429 ± 1.30 0.0209 ± 1.30 0.1303 ± 7.23 0.0062 ± 1.84 -48 ± 173 133.6 ± 1.7
b.4-2 1529 5054 3.41 29 0.89 45.0734 ± 1.26 0.0222 ± 1.26 0.1385 ± 5.36 0.0065 ± 1.52 -41 ± 127 141.5 ± 1.8
Rhyodacite, sample WWP
z.1-1 3969 4708 1.23 64 0.12 53.0523 ± 1.10 0.0188 ± 1.10 0.1252 ± 1.77 0.0058 ± 1.30 108 ± 33 120.4 ± 1.3
z.1-2 4424 6589 1.54 84 0.11 45.4531 ± 1.09 0.0220 ± 1.09 0.1476 ± 1.45 0.0066 ± 1.17 132 ± 22 140.3 ± 1.5
a.2-1 2983 5422 1.88 54 0.09 47.8110 ± 1.09 0.0209 ± 1.09 0.1379 ± 1.57 0.0064 ± 1.20 90 ± 27 133.4 ± 1.4
a.2-2 4208 5610 1.38 76 0.06 47.8282 ± 1.09 0.0209 ± 1.09 0.1403 ± 1.42 0.0064 ± 1.31 131 ± 21 133.4 ± 1.4
a.2-3 4452 6758 1.57 82 0.00 46.5925 ± 1.08 0.0215 ± 1.08 0.1475 ± 1.33 0.0064 ± 1.17 188 ± 18 136.9 ± 1.5
a.2-4 4747 7115 1.55 84 0.39 48.6798 ± 1.27 0.0205 ± 1.27 0.1370 ± 1.96 0.0063 ± 1.40 117 ± 35 131.1 ± 1.7
a.1-4 3431 4136 1.25 64 0.04 45.9375 ± 0.77 0.0218 ± 0.77 0.1451 ± 1.07 0.0066 ± 0.88 116 ± 18 138.8 ± 1.1
a.1-4b 2555 n.a. n.a 46 0.00 47.4286 ± 0.85 0.0211 ± 0.85 0.1443 ± 1.26 n.a. ± n.a. 177 ± 22 134.5 ± 1.1
a.1-5 4601 5427 1.22 88 0.04 44.8648 ± 0.76 0.0223 ± 0.76 0.1487 ± 0.96 0.0067 ± 1.20 119 ± 14 142.1 ± 1.1
a.2-5 4294 5861 1.41 79 0.11 46.2130 ± 0.76 0.0215 ± 0.76 0.1451 ± 1.14 0.0067 ± 0.91 121 ± 20 138.1 ± 1.0
a.2-6 4829 7076 1.51 89 0.05 46.5545 ± 0.76 0.0215 ± 0.76 0.1430 ± 1.13 0.0063 ± 0.86 113 ± 20 137.0 ± 1.0
a.2-7 2929 5936 2.09 49 0.09 51.7472 ± 0.78 0.0193 ± 0.78 0.1277 ± 1.15 0.0060 ± 0.89 96 ± 20 123.4 ± 1.0
a.2-8 2714 5241 1.93 43 0.07 47.8670 ± 0.79 0.0203 ± 0.79 0.1374 ± 1.55 0.0064 ± 1.18 114 ± 31 133.3 ± 1.0
a.2-9 3477 4905 1.46 64 0.10 46.8500 ± 0.77 0.0213 ± 0.77 0.1403 ± 1.23 0.0064 ± 0.90 82 ± 23 136.1 ± 1.0
a.3-1 1844 n.a, n.a. 33 0.30 47.9362 ± 0.93 0.0209 ± 0.93 0.1373 ± 2.73 n.a. ± n.a. 86 ± 61 133.1 ± 1.2
a.3-6 2082 2959 1.47 38 0.67 47.3300 ± 1.15 0.0211 ± 1.15 0.1402 ± 2.53 0.0065 ± 1.48 105 ± 53 134.8 ± 1.5
Quartz latite, sample WW254
d.2-1 846 2858 3.49 15 0.00 47.3647 ± 1.17 0.0211 ± 1.17 0.1479 ± 2.84 0.0066 ± 1.34 232 ± 60 134.7 ± 1.6
d.3-1 646 2140 3.42 12 0.00 48.0785 ± 1.18 0.0208 ± 1.18 0.1446 ± 2.29 0.0065 ± 2.54 215 ± 45 132.7 ± 1.6
d.4-1 1087 3265 3.10 20 0.00 46.5614 ± 1.14 0.0215 ± 1.14 0.1449 ± 2.53 0.0067 ± 1.29 144 ± 53 137.0 ± 1.6
d.7-1 856 2760 3.33 16 0.00 47.2268 ± 1.15 0.0212 ± 1.15 0.1440 ± 2.16 0.0067 ± 1.31 164 ± 43 135.1 ± 1.5
d.9-1 857 2356 2.84 15 0.00 47.7856 ± 1.16 0.0209 ± 1.16 0.1456 ± 2.25 0.0066 ± 1.35 216 ± 45 133.5 ± 1.5
d.13-1 1331 3884 3.02 25 0.03 45.6655 ± 1.12 0.0219 ± 1.12 0.1512 ± 1.71 0.0068 ± 1.23 198 ± 30 139.6 ± 1.6
d.14-1 1084 2327 2.22 20 0.00 46.4914 ± 1.14 0.0215 ± 1.14 0.1460 ± 2.16 0.0066 ± 1.31 158 ± 43 137.2 ± 1.5
d.15-1 1478 1192 0.83 27 0.00 46.2053 ± 1.13 0.0216 ± 1.13 0.1508 ± 2.22 0.0068 ± 2.20 219 ± 44 139.0 ± 1.5
d.16-1 922 3226 3.62 17 0.00 47.2467 ± 1.16 0.0212 ± 1.16 0.1417 ± 2.56 0.0067 ± 1.34 127 ± 54 135.0 ± 1.5
d.17-1 584 1723 3.05 10 0.00 47.7689 ± 1.20 0.0209 ± 1.20 0.1393 ± 2.97 0.0065 ± 1.43 111 ± 64 133.6 ± 1.6
d.19-1 1132 3141 2.87 21 0.00 46.8795 ± 1.15 0.0213 ± 1.15 0.1498 ± 3.52 0.0067 ± 1.35 238 ± 77 136.1 ± 1.6
88
Quartz latite, sample WW255
c.1-1 755 2139 2.93 14 0.07 47.7788 ± 1.16 0.0209 ± 1.16 0.1448 ± 2.11 0.0065 ± 1.53 203 ± 41 133.7 ± 1.5
c.2-1 894 2721 3.15 16 0.16 48.0015 ± 1.21 0.0208 ± 1.21 0.1389 ± 2.39 0.0066 ± 1.53 116 ± 48 132.9 ± 1.6
c.5-1 1397 5294 3.92 23 0.00 45.6056 ± 1.14 0.0219 ± 1.14 0.1487 ± 3.34 0.0068 ± 1.31 157 ± 74 139.8 ± 1.6
c.7-1 1212 3345 2.85 26 0.00 46.5683 ± 1.12 0.0215 ± 1.12 0.1473 ± 1.94 0.0070 ± 1.31 183 ± 37 137.0 ± 1.5
c.9-1 1246 4261 3.53 23 0.15 46.3490 ± 1.14 0.0216 ± 1.14 0.1517 ± 2.41 0.0069 ± 1.40 241 ± 49 137.6 ± 1.6
c.10-1 1404 4363 3.21 26 0.00 45.8747 ± 1.13 0.0218 ± 1.13 0.1462 ± 1.81 0.0068 ± 1.47 131 ± 33 139.0 ± 1.6
c.11-1 1223 3227 2.73 23 0.00 46.1162 ± 1.13 0.0217 ± 1.13 0.1457 ± 1.80 0.0069 ± 1.25 135 ± 33 138.0 ± 1.5
c.13-1 1206 1897 1.63 22 0.00 46.3087 ± 1.13 0.0216 ± 1.13 0.1468 ± 1.95 0.0067 ± 1.33 162 ± 37 137.7 ± 1.5
c.15-1 1357 3820 2.91 25 0.00 45.9061 ± 1.13 0.0218 ± 1.13 0.1463 ± 2.53 0.0068 ± 1.34 133 ± 53 139.0 ± 1.6
c.17-1 834 1802 2.23 15 0.77 47.1867 ± 1.30 0.0212 ± 1.30 0.1425 ± 4.75 0.0066 ± 1.66 137 ± 107 135.2 ± 1.7
c.19-1 1141 3482 3.15 21 0.00 47.4483 ± 1.13 0.0211 ± 1.13 0.1476 ± 2.18 0.0067 ± 1.85 232 ± 43 134.4 ± 1.5
Fig. 7 - BSE images of dated zircon crystals, with indication of analyzed areas and corresponding ages. Analyzed areas which include fractures are indicated and discussed in the text. (a) Basalt sample VIF, five crystals analyzed; (b) quartz latite sample WW 255; (c) and (d) rhyodacite sample WWP, Qz = quartz inclusion, Ap = apatite inclusion, fract. = fracture.
Rhyodacite, sample WWP
The low-Ti rhyodacite had few zircon grains, with only five crystals separated
from 10 kg of rock, however two grains, in spite of fractures, are large and have a mean
diameter of ~100 µm (Figs. 7c and 7d). We analyzed the zircons in three different
sessions. The grains were analyzed in the first session, and then the mount was
89
repolished for the second session (analyses a.1 and a.2). In the third session (analysis
a.3) we selected two more grains for analyses in another mount (see Table 3).
A total of 16 spot analyses were made on zircon grains from the WWP sample, but
seven analyses resulted in discordant ages (either lower or higher). These six analyses
were obtained from two small grains (~25 µm, analyses z.1.1 and z.1.2) and other four
analyses (a.1-4, a.1-5, a.2-5 and a.2-7) from a fractured grain and the analysis area
included fractures (Figs. 7c, 7d). The remaining 10 analyses yield a weighted average 206Pb/238U age of 134.6±1.4 Ma (MSWD=0.8). The weighted mean and concordia ages
of these zircon grains are illustrated in Figures 5c and 5d. The Th/U ratio (unanalyzed in
a.1-4b and f.1-1 because of the high Th value) has a mean of ~1.5 and a range 0.89 to
2.09 and the U contents are very high (1 844 to 4 829 ppm), with a mean of 3 525 ppm.
The obtained U contents are very high, which may cause a matrix effect that
biases ages to be older (Williams and Hergt, 2000), e.g., a.1-4 (3 431 U-ppm), a.1-5 (4
601 U-ppm). On the other hand, a young age (131.1 Ma) was obtained in analysis a.2-4
(4 747 ppm U). So we conclude that the statistical outliers are related with proximity of
fractures in the grain analyzed (Fig. 7c and 7d).
Quartz latites, samples WW254 and WW255
The zircon crystals from WW255 sample are prismatic (100 to 600 µm long), with
aspect ratio 4:1 to 10:1, and commonly without bipyramidal terminations (Fig. 7b),
characteristic of rapid (quench) crystallization of volcanic rocks. The analytical results
(Table 3) show high Th/U ratio often higher than 3, and high content (U >500 ppm,
mean 900-1 000 ppm). Crystals from sample WW254 are similar to WW255, with
crystal size ranging from 50 to 600 µm, U contents from 755 to 1 404 ppm and Th/U
ratio of 1.63 to 3.92.
The isotopic data from both samples yield ages of 134.8 ±1.4 (WW-254) from 9
out of 11 analytical points with a MSWD of 0.70, and 135.6±1.8 Ma (WW-255) from 8
out of 11 analytical points with a MSWD of 2.40 (Figs. 8e-h).
Analyses d.15-1 and d.13-1 were not included in the age calculation of sample
WW-254 and analyses c.5-1, c.10-1 and c.15-1 in sample WW-255 because they yield
anomalous 206Pb/238U old ages (>139 Ma). These analyses are interpreted as obtained
from xenocrysts, they have high U-contents (>1 300 ppm) amongst the analyses (Table
3), and the likely cause is a change in instrument calibration curve (Williams and Hergt,
2000; Aleinikoff et al., 2002). In the investigation of zircons from Ferrar dolerite sill
90
(Williams and Hergt, 2000), higher U contents (500-8 000 ppm) of zircons result in
unrealistic high 206Pb/238U ages for analyses above 3 000 ppm U. The cause of variable
ages obtained from high-U zircons remains a matter of evaluation and requires
additional studies.
5. Discussion
5.1 - Geochemistry
The four dated samples were analyzed for major and trace elements in this study. The
samples are compositionally very similar to the major magma types present in the
Paraná Province. An evaluation of geochemistry signatures is here made in order to
better understand the processes involved in the generation of the volcanic sequence in
comparison with published data of Paraná Province.
The VIF sample is high-Ti basalt - Pitanga magma type. Pitanga type have
chondrite-normalized REE patterns enriched in LREE and moderately sloping HREE
patterns, with relatively high (Gd/Yb)N (3.0) and Tb/Yb (~2.0) ratios. This suggests the
presence of residual garnet during partial melting of the mantle (e.g., Green 1994), a
feature of melting at greater depth.
The Pitanga magma type may be assumed to represent the best estimate for the
composition of the dominant component in the early stages of the Tristan plume (Peate,
1997). The uncontaminated plume-generated origin of Pitanga basalts is corroborated
by LREE-enriched patterns, values of (Nb/La)N ratios ~0.70 and absence of negative
Nb, Ta and Ti anomalies (e.g. Ernst et al., 2005). On the other hand the (Nb/La)N ratios
are lower than South Atlantic MORB and Tristan da Cunha plume magmas
(respectively 0.96 and 1.34; cf. Garland et al., 1996), which suggests melting of an
enriched lithospheric mantle source (e.g. Hawksworth et al., 1988, 1992; Garland et al.,
1996; Peate et al., 1999).
The Palmas (WWP sample) and Chapecó (WW-254 and WW-255 samples) felsic
volcanics of Paraná province are distinguished on the basis of petrography and
geochemical compositions, with further division into sub-types on the grounds of field
relations and geochemistry. The dated samples are Caxias do Sul sub-type of Palmas
and Guarapuava sub-type of Chapecó types. Both are the volumetrically largest sub-
types in the felsic types.
91
Fig. 8 - Representative concordia and weighted average plots of age data. (a) and (b) Pitanga basalt, sample VIF; (c) and (d) Palmas rhyodacite, sample WWP; (e) and (f) Chapecó quartz latite, sample WW 254; (g) and (h) Chapecó quartz latite, sample WW 255.
92
The significantly higher chondrite-normalized abundance of high field strength
elements, such as Zr, Nb and Ti and of light REEs (La, Ce and Nd) in the Chapecó type
relative to the Palmas type (Figs. 5c and 5d), at similar silica contents, strongly argues
that they may have been derived from different parent magmas (Garland et al., 1995).
The felsic volcanics are related to the late stage in continental magmatic activity
and are mainly confined along the present-day continental margins, which indicate a
close link with the rifting of the South Atlantic Ocean (Peate, 1997). This fact, together
with the “silica gap” between felsic rocks and basalts, led workers to assume that
Palmas type (low-Ti felsic volcanic rocks) was produced from melting of late
Proterozoic mobile belt material (Harris et al., 1990) and the high-Ti felsics (Chapecó
type) generated from lower crustal granulites (Bellieni et al., 1986; Harris et al., 1990).
However, based on petrographic and geochemical data, Garland et al. (1995) suggest a
genetic link via fractional crystallization between low-Ti Gramado basalts and Palmas
felsic rocks and via partial melting from high-Ti Pitanga basalts and Chapecó felsic
rocks. This link is observed in Zr versus SiO2 diagram (Fig. 9); the dated samples are
inserted into the different petrogenetic origins of the Palmas and Chapecó felsic rocks
(Garland et al., 1995).
Fig. 9 – Zr vs SiO2 diagram (Garland et al., 1995; Peate, 1997) highlighting the dated samples in relation to the different petrogenetic origins of the high- and low-Ti felsic types. Data sources of the high- and low-Ti basalts and felsic types as in Figure 5.
5.2 - Duration of Magmatism
The 206Pb/238U zircon data of this work indicate that the culmination of volcanism to the
south of Rio Piquiri lineament occurred from 135.6±1.8 to 134.4±1.1 Ma with a
maximum duration of 1-2 m.y., in the Lower Cretaceous, Hauterivian stage. The mean
93
effusion rate estimatee is very high in agreement with Renne et al. (1992). Our best
estimate for the climax age of Paraná volcanism is provided by the weighted mean of all
36 spots considered with an error of 1σ, and resulting in 135.02 m.y. +1.02–0.75 (Fig.
10).
Fig. 10 – Age estimate of the climax of Paraná volcanism provided by weighted mean of all 36 spots considered with 95% of confidence (conf.) and error of 1σ.
In spite of agreement in the mean effusion rate estimate, our age data are ~2-4
m.y. older (2-3%) than Renne et al. (1992). Some Ar-Ar ages (Turner et al., 1994 and
Mincato, 2000) obtained from rocks with similar compositions to the samples dated in
this work (see Table 1) showed ages 2-4 older or younger than U-Pb zircon ages. It can
be a consequence of Ar-Ar dating technique based on the low precision of the decay
rate, the lack of prime interlab standards, and the inconsistency on the error calculation
(Renne et al., 1998; Spell and McDougall, 2003). Also uncertain is the relative accuracy
of 40Ar/39Ar plateau ages when compared to U/Pb zircon ages, and whether 40Ar/39Ar
dating yields the age of volcanism or alteration (see Jourdan et al., 2009).
The studied surface samples are spaced 1 000 km but the stratigraphic order
indicates that sample VIF is older than WWP and WWs samples. The results show that
the age of VIF and WWP are similar and WWs is somewhat higher than the other
samples. This may be due to the eruption from different centers (e.g. Peate et al., 1992)
or in other magmatic pulses (Ernst et al., 2005). But in fact, all our ages are within
analytical error of each other and we conclude that this indicates a very high effusion
rate.
94
There are two main models of mantle origin of Paraná magmatism: 1) Plume
decompressing (e.g. Gibson et al., 1995), predicts very high eruption rates and minimal
interaction with the lithospheric mantle and 2) conductive heating (e.g. Turner et al.,
1996) over a proctracted period of magmatism (~10 m.y). Because the Paraná
magmatism occurred over a short period of time (1-2 m.y.), and the geochemistry of the
Paraná basalts is clear regarding the lithospheric mantle origin (e.g. Hawkesworth et al.,
1988, 1992; Hergt et al., 1991; Marques et al., 1999), so a feasible model involves rapid
heating and melting of the lithospheric mantle underlying Gondwana caused either by
the ascent of a plume or focussing of heat under the plate. This issue remains
unresolved.
The interpretation of northward (Peate, 1997; Renne, 1997; Ernesto, 1999) or
southeastward migration (Turner et al., 1994; Stewart et al., 1996) of Paraná volcanism
cannot be resolved with the new data set, and requires additional 206Pb/238U analyses of
volcanic zircons, especially in the northern part of the province (north of the Rio Piquiri
lineament).
5.3 - Th/U ratios
Uranium and thorium are the most studied trace elements in zircon, because both
U4+ and Th4+ substitute for Zr4+, but Th4+ is less compatible in the zircon lattice on
account of its larger ionic radius (Schulz et al., 2006). As a consequence, Th/U ratios
decrease from basic to acid magmas in general. Decreasing Th/U ratios during
magmatic fractionation reflects preferential removal of Th in other minerals and other
effects (Klötzli, 1999), with mafic rocks typically having higher Th/U than felsic rocks.
Further, the Th/U ratio is generally used as a criterion to distinguished igneous (Th/U
≥0.1) and metamorphic zircon (Hartmann et al., 2000; Hoskin and Schaltegger, 2003),
although zircon growth during metamorphism may also have high Th/U (Möller et al.,
2003).
The high Th/U ratios in zircon from both basalt and felsic rocks in this study are
characteristic of igneous crystallization from a mafic precursor, but the ratio is variable
(Fig. 11). The mean Th/U ratio in zircon from basalt sample VIF is 5.4, from quartz
latite sample WWP is ~ 3, and from rhyodacites WW 254 and WW 255 is 1.5. These
are much higher than Th/U ratios in zircon from typical granitic rocks (0.2-1.0).
95
Fig. 11 - U/Th ratios of dated samples.
High U and Th content is a common feature of zircon from mafic igneous rocks,
principally because the differentiation that leads to zircon saturation also concentrates
incompatible elements such as U and Th and few zircon nuclei scavenge high
concentrations of U-Th (Williams and Hergt, 2000). The zircon Th/U ratios from the
three magma types help to reconstruct the crystallization history of the rock sequence.
The highest Th/U ratio from high-Ti basalts can be correlated with more primitive
magma sources from the mantle, whereas more acid rocks, with lower zircon Th/U ratio
indicate either assimilation in crustal magma chambers or conduits, and/or fractionation
processes an/or a different (deeper?) source.
Restricted compositions are observed in the zircon Th/U ratios of Chapecó magma
type and Pitanga basalts (Fig. 6). This is corroborated by the whole rock Th/U ratios (4
for Pitanga and Chapecó, see Table 2), although the lower Th/U in Chapecó zircons
imply another Th-rich mineral host in the more evolved rock. This relationship is
compatible with Chapecó magma type evolution from the high-Ti Pitanga magma-type
basalts, so the high-Ti basalts may be a plausible parental material for the high-Ti
Chapecó felsic volcanics, in agreement with interpretations from whole rock
geochemistry (Garland et al., 1995).
The whole rock Th/U ratios for the Pitanga and Chapecó types are similar to
primitive mantle (i.e. Th/U ~4; O’Nions and McKenzie, 1993; Vlastelic et al., 2006),
although asthenospheric evolution suggests Th/U ~2 by ca. 135 Ma (Zartman and
Richardson, 2005). In either case, zircon Th/U significantly above 4 for some Pitanga
basalt zircons (Fig. 6) coupled with high Th-contents indicates significant Th
96
enrichment due to low degrees of partial melting and/or significant fractional
crystallization with zircon the only U-Th-bearing phase, and assuming normal
distribution factors between U, Th in zircon and melt (see Zartman and Richardson,
2005).
6. Conclusions
The new age data from the Paraná magmatic province from high-Ti Pitanga basalt
are the best estimate for the composition of the dominant component in the early stages
of the Tristan plume (Peate, 1997) and for high-Ti Chapecó quartz-latite and low-Ti
Palmas rhyodacite, which are related to the late stage in continental magmatic activity.
The ages are the same within the analytical error and indicate that duration of
magmatism was 1 million years, with the main pulse at ~135 Ma, in the Hauterivian
stage of the Lower Cretaceous, although more U-Pb geochronological data are required
in the northern part of the province.
The Th/U ratios show that the zircons are magmatic and relate to the
crystallization history of the magmas. The high-Ti basalts were formed by less
fractionated magma source, from relatively uncontaminated mantle while acid rocks
with the decrease in Th/U ratio show the crustal assimilation in shallower-level magma
chamber. High-Ti Pitanga magma-type basalts and high-Ti Chapecó magma type may
be related through processes of partial melting, so the basalts are a plausible parental
material for the felsic rocks, in agreement with geochemical observations from Garland
et al. (1995).
We have made a significant contribution to the timing of processes related to the
opening of the South Atlantic Ocean and the relation between basaltic and felsic
volcanic rocks in the large Paraná magmatic province.
Acknowledgements
This is a result of the PhD thesis of the first author at Universidade Federal do Rio
Grande do Sul, with a “sandwich-doctorate” at the University of Western Australia.
Financial support from “Conselho Nacional do Desenvolvimento Científico e
Tecnológico” and “Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado do Rio Grande do Sul”
are acknowledged.
97
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102
CAPÍTULO VI - CONSIDERAÇÕES FINAIS E CONCLUSÕES O tema central desta tese versa sobre a metalogênese do cobre nativo nas rochas
basálticas do magmatismo Paraná. Pois, embora sejam conhecidos depósitos de cobre
nativo explorados em basaltos de Keweenaw, EUA, e Zhaotong, China, pouca atenção
tem sido dada para a deposição de cobre nos basaltos da extensa província Paraná. Com
este intuito trabalhamos no distrito mineiro de Vista Alegre, localizado no limite
noroeste dos estados do Rio Grande do Sul e Santa Catarina, onde foram catalogadas 85
ocorrências de cobre nativo por Szubert et al. (1978). Com o objetivo de avançar no
conhecimento da origem do cobre nativo nos basaltos Paraná realizamos trabalhos de
mapeamento geológico, petrográfico, imagens em microscopia eletrônica de varredura
(MEV), análises de microssonda eletrônica e análises químicas de rocha total, do cobre
nativo e dos elementos do grupo da platina.
Os trabalhos se concentraram na zona rica em cobre nativo, porção amigdaloidal
de topo dos derrames. Na porção central dos derrames o cobre ocorre como agregados
dendríticos, facilmente oxidados e lixiviados por processos intempéricos, não sendo
concentrador do minério.
As lavas amigdaloidais têm fenocristais de plagioclásio e augita bem
preservados, mas argilominerais e zeolitas ocorrem em amigdalas como produtos de
alteração destes minerais. Os óxidos de Fe-Ti são quase completamente alterados a
hematita. Quartzo e calcita são comuns produtos dos estágios de alteração dos basaltos
estudados. Em relação ao cobre, este se encontra em veios de quartzo e/ou calcita, mas
em amigdalas onde o cobre está presente, o quartzo não ocorre, enquanto a calcita é
dominantemente encontrada posterior a deposição de zeolitas no preenchimento das
amigdalas.
Em imagens de MEV, o cobre nativo tem forma dendrítica na matrix da porção
central das lavas. Em amigdalas preenchidas por cobre, o cobre nativo ocorre no centro
da amigdala, frequentemente alterada marginalmente por óxidos de cobre (cuprita e
tenorita) e crisocola em direção a borda. A borda dessas amigdalas normalmente contém
zeolitas e argilominerais.
A ocorrência de stockworks de cuprita, tenorita e crisocola indicam a origem
tardia dos veios e da mineralização relativa às assembléias de alteração.
A alteração hidrotermal no distrito de Vista Alegre causou essencialmente a
precipitação de minerais dentro de vazios nas rochas. Argilominerais ocorrem na borda
103
de todas amigdalas, marcando três diferentes assembléias de alteração: (a) núcleo da
amigdalas com cobre nativo e substituição marginal para cuprita; (b) zeolita e cuprita
seguido por cobre nativo em direção ao centro; (c) zeolita, crisocola e óxido de Cu no
centro. As assembléias (a) e (b) são consideradas parte de um mesmo evento (estágio I)
e a assembléia de alteração (c) é considerado evento posterior (estágio II).
Um estágio de alteração tardio (estágio III) a deposição de cobre inicial ocorre
no distrito de Vista Alegre. Este estágio é dominado pela extensiva formação de calcita,
alterando o cobre nativo para malaquita e, mais raramente, para azurita.
As análises químicas dos argilominerais presentes nas amigdalas preenchidas
por cobre são classificadas dominantemente como esmectitas trioctaédricas no estágio I
e como esmectitas dioctaédricas no segundo estágio.
As zeolitas presentes nas amigdalas nos estágios de I e II são heulandita e
clinoptilolita, enquanto heulandita é dominante na matrix dos basaltos hospedeiros.
Ambas zeolitas são comuns em sistemas hidrotermais (Robert, 2001; Neuhoff et al.,
2006).
Os conteúdos de cobre, outros elementos traços e análises de elementos do grupo
da platina em rocha total e zonas ricas em Cu mostram significantes resultados para o
entendimento da metalogênese do cobre nas lavas basálticas do magmatismo Paraná. A
média de cobre presente na porção central maciça de 13 lavas estudadas é de 220 ppm,
enquanto a média para o Paraná magmatismo é estimada em 150 ppm (Crocket, 2002).
A composição dos 13 derrames estudados é homogênea, com pouca variação. Na porção
superior dos derrames portadores de mineralização, o cobre varia de 286 a 4680 ppm,
um efeito pepita é evidente.
O conteúdo de níquel é constante em todos os 13 derrames (~44 ppm de Ni) e
zinco é próximo de 130 ppm nas porções mineralizadas em cobre. Ouro tem variável e
baixo conteúdo (1 a 23 ppb), enquanto prata e arsênio apresentam-se abaixo do limite de
detecção do método analisado.
As análise de amostras ricas em cobre para elementos do grupo da platina
(EGPs) mostram baixos conteúdos abaixo do limite de detecção de Ir (0.1 ppb), 0,4 a
0,7 ppb de Rh, e relativamente alto Pd (6,5 a 21 ppb) e Pt (6 a 10 ppb). A razão Cu/Pd
varia de 35 a 585. Os basaltos maciços tem similar padrão de EGPs com a média geral
das grandes províncias ígneas, mas com evidente enriquecimento de Pd em relação a Pt.
As razões Pd/Ir e Cu/Pd variam de 90 a 200 e 7 a 29, respectivamente.
104
Para auxiliar no esclarecimento das relações geológicas da região onde a
mineralização de cobre está inserido, e, particularmente a estratigrafia derrame a
derrame, foi conduzida uma investigação integrada de trabalhos de campo com dados
geoquímicos dos basaltos em quatro diferentes seções geológicas. Nós também testamos
a possível influência e impacto do lineamento do Rio Uruguai na estratigrafia dos
derrames na área de trabalho.
Para realizar esse trabalho foi selecionado quarto perfis que englobam cerca de
2000 km2, sendo três a sul do Rio Uruguai, denominados Iraí-Frederico Westphalen
(IF), Vista Alegre (VA) e São Paulo (SP) e um a norte do lineamento, denominado
Itapiranga (It). Todas as áreas possuem ocorrências de cobre nativo. Foram
identificados em fotografias aéreas e trabalho de campo treze derrames subhorizontais.
Todos os 13 derrames definidos na coluna estratigráfica plotam no campo dos
basaltos toleíticos, com aproximadamente 50% em peso de SiO2. Os derrames 1-5
possuem cerca de 3,5 % em peso de TiO2, razões Ti/Y de ~600 e Ti/Zr ~85, enquanto os
derrames superiores tem ~2.4% em peso de TiO2 e razões Ti/Y próxima a 400 e Ti/Zr
próxima a 80. Baseado nessas razões e no conteúdo de TiO2, conforme critérios
adotados de Peate et al. (1992), os derrames da base da coluna estratigráfica (1-5) são
classificados como tipo Pitanga e os derrames superiores (6-13) são do tipo
Paranapanema. A estratigrafia dos tipos de magmas é refletido em variações na
composição química dos derrames, incluindo óxidos (TiO2 e P2O5), elementos de alto
raio iônico (p.ex. Hf e Zr) e elementos de terras raras (p.ex. La e Ce), todos
correlacionados com o conteúdo de MgO.
Derrames são identificados e correlacionados por pequenas variações em TiO2 e
Zr e por sua relativa posição na estratigrafia de cada perfil. Uma significativa
observação é a paralela variação na química (MgO x TiO2 e MgO x Zr) para todas as
quatro seções estratigráfica analisadas. Todos os derrames podem ser individualizados e
correlacionáveis seguindo os padrões geoquímicos, apenas os derrames 8 e 9
identificados nos perfis IF, VA e SP possuem distinções muito pequenas para uma
diferenciação química, mas feições de campo, como uma fina (~0.5cm) camada de
arenito silicificado entre os derrames, além de distintas estruturas de resfriamento dos
derrames (Gomes, 1996), corroboram para a definição de dois derrames
individualizados.
A correlação derrame-derrame dos basaltos da região de Vista Alegre mostra
que os cinco derrames basais do tipo Pitanga com elevações de 200 a 320 metros acima
105
do nível do mar ocorrem somente no pefil IF, enquanto os derrames superiores (6-12)
aproximadamente de 320 a 600 metros acima do nível do mar, ocorrem sub
horizontalmente nos perfis IF, VA e SP. O perfil Itapiranga, apesar de estar posicionado
na margem norte do Rio Uruguai e distante cerca de 40 km do município de Irai, tem
semelhante elevação aos derrames basais do perfil IF. Foram utilizados os mesmos
parâmetros químicos para definir quatro derrames no perfil It, e estes se correlacionam
com os derrames superiores 10, 11 e 12 dos perfis IF, VA e SP. A presença do sistema
de falhamentos do Rio Uruguai afeta o sistema de drenagens na região de Vista Alegre,
pois as drenagens estão posicionadas na direção NW a sul do Rio Uruguai, enquanto a
norte, estão a SW. O derrame superior 13 é somente presente no perfil Itapiranga,
provavelmente devido a esse derrame ter sido erodido dos outros perfis.
Os dois tipos de magmas partilham muitas características de conteúdo de
elementos traços de alto raio iônico (HFSE) e elementos de terras raras (REE) em
relação com o manto primitivo normalizado, mas em detalhe os magmas Pitanga e
Paranapanema mostram importantes diferenças na abundancia relativa de elementos
traços como exemplificado na razão (Sm/Yb)N de 3.0 para Pitanga e 2.0 para
Paranapanema.
A obtenção de dados geocronológicos em U/Pb em SHRIMP de zircões dos
basaltos estudados na região foi efetuada para melhor entendimento da geologia
regional e auxiliar em importantes esclarecimentos quanto à escala de tempo do
magmatismo Paraná. Foi analisada uma amostra da base da seqüência estratigráfica Iraí-
Frederico Westphalen, derrame um, do magmatismo Pitanga, contendo 227 ppm de
zircônio em rocha total. Para melhor entendimento dos dados geocronológicos no
contexto regional, realizamos análises de mais uma amostra do magmatismo ácido do
tipo Palmas, no município de São Francisco de Paula, Rio Grande do Sul, e utilizamos
mais duas amostras do tipo Chapecó, próximas ao município de Guarapuava de Wildner
et al. (2006). Este trabalho foi realizado pela sua importância no contexto local e
regional e pelo motivo da escassez de dados geocronológicos em U/Pb no magmatismo
Paraná, principalmente pela dificuldade em encontrarmos derrames basálticos (magma
Pitanga) ou riodacíticos (magma Palmas) com quantidade suficiente de zircão para
análises geocronológicas.
Os cristais de zircão analisados são fracamente zonados e possuem uma textura
homogênea. A maioria dos grãos é claro, fracamente colorida (amarelo pálido) e de
tamanho entre 50-100 µm, com exceção de alguns grãos da amostra do magmatismo
106
Chapecó que tem até 600 µm de comprimento. Somente a amostra do riodacito Palmas
tem inclusões de quartzo e apatita, as outras amostras analisadas não possuem inclusões.
Apesar dos grãos de zircões das amostras analisadas estarem quebrados, provavelmente
causados durante a preparação das amostras, a população de zircões do basalto Pitanga,
em geral, tem forma anédrica a subédrica, entre outras características que são similares
a muitos zircões de kimberlitos, basaltos alcalinos e outros magmas de origem
mantélica (Corfu et al., 2003).
As rochas ácidas analisadas, os cristais de zircões possuem distintas
características. Os cristais do magma Palmas são altamente irregulares com bordos
arredondados, enquanto os zircões do magma Chapecó são prismáticos, sem
terminações bipiramidais, característicos de rápida cristalização.
A amostra VIF, um toleíto alto Ti, do magmatismo Pitanga, teve oito análises em
cristais de zircão de tamanhos entre 30 e 100 µm, concordantes com idade média 206Pb/238U de 134.4±1.1 Ma (MSWD=0.48), a qual é interpretada como idade de
cristalização desta rocha basáltica alto Ti. As razões Th/U dos zircões são muito altas,
com uma variação de 2.72-11.58, com média aproximada de 5.3 e média de 1184 ppm
de urânio.
A rocha riodacítica do magmatismo Palmas (amostra WWP), classificada como
sub-tipo Caxias do Sul, segundo os parâmetros de Nardy et al. (2008), foi analisada em
grãos de zircão que apresentavam inclusões e fraturas. Devido a influências das
imperfeições dos cristais analisados, dos 16 pontos realizados, foi possível a utilização
de 10 análises. Estas análises resultaram em uma idade média 206Pb/238U de 134.6±1.4
Ma (MSWD=0.8). Os zircões da amostra WWP têm razão Th/U de média 1.5, com um
intervalo de 0.89 a 2.09 e altos conteúdos de urânio (1 844 a 4 829 ppm), com média de
3.525 ppm.
Os resultados analíticos das amostras de quartzo latitos porfiríticos do magma
Chapecó, subtipo Guarapuava, mostram alta razão Th/U, frequentemente mais altas de
3.0, em cristais de zircão e em rocha total (4.0), com conteúdos de 755 a 10404 ppm de
urânio.
Os dados isotópicos das amostras resultaram em uma idade de 134.8 ±1.4 (WW
254) para nove cristais analisados, com um MSWD de 0.70, enquanto na amostra WW
255, oito pontos analisados obtiveram idade calculada de 135.6±1.8 Ma (MSWD=2.40).
107
A partir dos resultados obtidos neste trabalho são obtidas as seguintes conclusões:
• O distrito de Vista Alegre hospeda 85 ocorrências conhecidas de cobre nativo e
minerais associados nos estados do Rio Grande do Sul e Santa Catarina, sul do
Brasil.
• Rochas hospedeiras da mineralização de cobre nativo são basaltos da Província
Magmática Paraná, alterados por fluidos hidrotermais ricos em água e sem
presença de S ou Cl.
• As ocorrências de cobre são associadas a porção superior amigdaloidal da lava
basáltica, mas também ocorrem na poção central das lavas.
• A mineralização de cobre nativo foi resultado da atividade hidrotermal
epigenética de baixa temperatura (<150º C).
• Evidencias de campo e assembléias minerais indicam enriquecimento
supergênico do cobre em ambiente com ausência de enxofre.
• Metal cobre foi provavelmente derivado da alteração hidrotermal de minerais
ígneos máficos.
• A região do distrito mineiro de Vista Alegre é composta por 13 derrames
basálticos, estabelecido por estratigrafia derrame a derrame.
• Os cinco derrames basais são do tipo Pitanga e os oito derrames superiores são
do tipo Paranapanema, todos do tipo alto Ti.
• A estratigrafia dos derrames indica que o bloco Itapiranga foi abatido cerca de
20 metros em relação ao bloco Iraí-Frederico Westphalen.
• Análises geoquímicas indicam que os basaltos Pitanga foram formados a
profundidades superiores a 100 km durante os estágios iniciais da ascenção
mantélica em baixo grau (6%) de fusão parcial do manto litosférico, enquanto os
basaltos Paranapanema foram formados em profundidades menos profundas
com aumento de fusão parcial, sem evidência de contaminação crustal.
• A correlação estratigráfica aqui estabelecida é utilizada para reconhecimento de
derrames mineralizados de ametista ou cobre, que constitui um potencial
mineiro do distrito.
• Novas idades U/Pb em SHRIMP são descritas para a Província Magmática
Paraná de basaltos Pitanga alto Ti que são considerados a melhor estimativa para
a composição dos estágios iniciais da pluma Tristão da Cunha (Peate, 1997) e
para os quartzo latitos alto Ti do magmatismo Chapecó e riodacitos Palmas
108
baixo Ti, os quais são relacionados aos estágios finais da atividade magmática
Paraná. As idades são similares dentro do erro analítico do método e indicam
que a duração do magmatismo foi de um milhão de anos, com o principal pulso
em 135 Ma, no estágio Hauteriviano do Cretáceo Inferior, embora mais dados
geocronológicos em U-Pb são requeridos na porção norte da província.
• As razões Th/U mostram que os zircões são magmáticos e relacionados a
história de cristalização dos magmas. Os basaltos alto Ti foram formados por
magmas de origem pouco fracionados, do manto relativamente não
contaminado, enquanto as rochas vulcânicas ácidas com a diminuição na razão
Th/U indicam assimilação crustal em câmara magmática em menor
profundidade. Os basaltos alto Ti tipo Pitanga e os quartzo latitos alto Ti do tipo
Chapecó podem ser relacionados a processos de fusão parcial, sendo os basaltos
um plausível material parental para as rochas ácidas, de acordo com observações
geoquímicas de Garland et al. (1995).
• Os dados geocronológicos apresentam uma significante contribuição à duração
do magmatismo relacionado à abertura do Oceano Atlântico Sul e a relação entre
as rochas vulcânicas basálticas e ácidas da Província Magmática Paraná.
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114
ANEXOS
ANEXO 1
ACEITE PUBLICAÇÃO ARTIGO 1 (CAPÍTULO 3) INTERNATIONAL GEOLOGY REVIEW
Epigenetic hydrothermal origin of native copper and supergene
enrichment in the Vista Alegre district, Paraná basaltic province,
southernmost Brazil
November 2, 2009 Dr. Léo Hartmann Instituto de Geociências Universidade Federal do Rio Grande do Sul Dear Dr. Hartmann: Thank you for sending me an electronic version of your well-written manuscript coauthored with Viter Magalhães Pinto (first author), yourself, and Wilson Wildnerb (third author), "Epigenetic hydrothermal origin of native copper and supergene enrichment in the Vista Alegre district, Paraná basaltic province, southernmost Brazil." I have examined this work, and feel that it provides valuable new paragenetic constraints regarding the original deposition and alteration/enrichment of copper deposits in the Vista Alegre district of southern Brazil. The topic is quite appropriate, so I am happy to accept your manuscript for inclusion in a regular issue of INTERNATIONAL seems to be clearly written. In addition, the 7 figures and 4 tables are fine as is. Accordingly, to expedite matters, I am now sending the entire manuscript to Taylor & Francis, the publisher of IGR. Mr. Robert Smith at T & F will undertake the copy-editing, and will oversee the final editorial and production process. In a month or so you will receive PDF files as galley proofs. If you need to communicate with the publisher before then, here is the e-mail address of T & F: Mr. Robert Smith, Production Editor [email protected]
I thank you for submitting this paper to IGR. I feel that this research on the native Cu deposits of the Paraná basaltic province represents welcome new data on the area, and constitutes an important advance. I anticipate that this work will be widely read in IGR. Many thanks for sending this work to me! Best regards, --Gary Ernst
115
ANEXO 2
SUBMISSÃO ARTIGO 2 (CAPÍTULO 4)
ANAIS DA ACADEMIA BRASILEIRA DE CIÊNCIAS
Flow-by-flow chemical stratigraphy and evolution of thirteen Serra Geral
Group basalt flows from Vista Alegre, southernmost Brazil
October 09, 2009
REF.:358/09
Dr.Hartmann, Léo
Thank you for submitting your manuscript for publication in our journal "Anais da
Academia Brasileira de Ciências" (AABC). Its reference code is 800. Please, use always
this number in any correspondence regarding this manuscript.
It will be evaluated and you will be contacted in due course.
At any stage you may check the status of your manuscript logging into the AABC
website http://aabc.abc.org.br. In case of any doubt, contact our Editorial Office at
[email protected]. For more information about AABC style, see latest papers published
inwww.scielo.br/aabc.
Thanks, once more, for your interest in the AABC.
Cordially,"Flow-by-flow chemical stratigraphy of thirteen Serra Geral Group basalts
from the Vista Alegre region (RS-SC), southernmost Brazil" 358/09.
M.L.Maioli
Editorial Assistant - AABC
Rua Anfilofio de Carvalho, 29/3rd floor
Rio de Janeiro, RJ
20030-060 Brazil
tel: +55.21.3907-8146 fax +55.21.3907-8104
web: http://aabc.abc.org.br
116
ANEXO 3
SUBMISSÃO DO ARTIGO 3 (CAPÍTULO 5)
CHEMICAL GEOLOGY including ISOTOPE GEOSCIENCE
Paraná basalt, quartz latite and rhyodacite ages from high Th/U
magmatic zircon, southern Brazil
From: "Chemical Geology" <[email protected]> To: <[email protected]> Sent: Thursday, January 07, 2010 6:05 PM Subject: Acknowledgement of receipt of your submitted article
Dear Prof. Hartmann, Your submission entitled "Paraná basalt, quartz latite and rhyodacite ages from high Th/U magmatic zircon, southern Brazil" has been received by Chemical Geology. Please note that submission of an article is understood to imply that the article is original and is not being considered for publication elsewhere. Submission also implies that all authors have approved the paper for release and are in agreement with its content. You will be able to check on the progress of your paper by logging on to http://ees.elsevier.com/chemge/ as Author. Your manuscript will be given a reference number in due course. Thank you for submitting your work to this journal. Kind regards, Editorial Office Chemical Geology
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