HEAVY MINERALS DISTRIBUTION OF GREEN LAKE, ALTER DO CHÃO VILLAGE, PARÁ STATE

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1 HEAVY MINERALS DISTRIBUTION OF GREEN LAKE, ALTER DO CHÃO VILLAGE, PARÁ STATE Anne C. S. Ribeiro 1, Anderson Conceição Mendes 2, Ângela Batista Dantas 1, Livaldo O. Santos 1 1 Instituto de Engenharia e Geociências, Universidade Federal do Oeste do Pará, anne.souri@gmail.com; b_d_angela@hotmail.com; 2 Instituto de Geociências, Universidade Federal do Pará, acmendes@ufpa.br Palavras-chave: Minerais pesados; Lago Verde; Alter do Chão Introdução O rio Tapajós surge confluência dos rios Juruena e Teles Pires, no estado do Mato Grosso e percorre 800 km até desembocar no rio Amazonas próximo de Santarém, Oeste do Estado do Pará. Várias microbacia ocorrem ao longo do rio Tapajós, sendo a microbacia do Lago Verde/Alter do Chão, próximo à foz do rio Tapajós, margem direita, uma bastante conhecida principalmente por abrigar a famosa Praia de Alter do Chão (Figura 1). O Lago Verde apresenta formato de V com vértice apontado para o Tapajós. Este lago pertencente a microbacia do rio Tapajós e apresenta comportamento hidrológico controlado por esse rio. Em períodos de cheia o rio Tapajós invade o lago e em períodos de seca, o lago é barrado pelo rio deixo exposto barras arenosas e dando origem as praias fluviais. Esse lago fluvial se forma na desembocadura do rio Tapajós para o Amazonas. Como a carga sedimentar e hídrica do Amazonas é maior que o Tapajós ocorre um barramento hidráulico entre os rios (Nascimento et al. 1976) favorecendo a sedimentação interna do lago. O barramento causa afogamento do rio Tapajós, fenômeno conhecido na região amazônica, porém pouco estudado (Farias & Carneiro, 2016). Estudos no Lago Verde têm focado geomorfologia (Lima, 2013) e, caracterização dos sedimentos de fundo (Dantas et al. Submetido). Dados sobre distribuição e caracterização de minerais pesados do lago são inexistentes e assim, este trabalho se propõe a fazer essa identificação, distribuição e caracterização bem como realizar considerações sobre a origem desses minerais. Contexto geológico A vila de Alter do Chão está assentada sob rochas Cretáceas e Paleógenas da Formação Alter do Chão, Bacia do Amazonas. Esta bacia é intracratônica com cerca de km², localizada no norte do estado do Pará, em uma faixa de direção E-W, que acompanha o vale do rio Amazonas. Segundo Cunha et al. (2007) seu preenchimento sedimentar é na ordem de m onde distingue-se duas sequências de primeira ordem: uma paleozoica, cortada por diques e soleiras de Diabásio juro-triassicos, e outra meso-cenozoica. A oeste, seu limite com a Bacia do Solimões é marcado pelo Arco de Purus e, a leste, o Arco de Gurupá a limita com a Bacia do Marajó. A Formação Alter do Chão (Grupo Javari) é representada por arenitos avermelhados, argilitos, conglomerados e brechas intraformacionais, tradicionalmente atribuídos a sistemas fluvial de alta energia e lacustre/deltaico (Daemon, Mende et al. 2012) limitados no topo por um paleossolo laterítico de idade paleógena (Boulangé & Carvalho, 1997). A seção tipo dessa formação está localizada na área no vilarejo de Alter-do-Chão, margem direita do rio Tapajós, dentro do município de Santarém. Na região desse estudo o clima é quente e úmido, característico de regiões tropicais, apresentando um período de vazante, com baixa precipitação, e de enchente, com precipitação elevada. A vegetação é em grande parte, ombrófila densa, com alguns pontos característicos de ombrófila aberta, de cerrado (na foz da bacia no rio Tapajós) e igapó, encontrado na área de desembocadura dos canais da bacia, como próprio Lago Verde. O relevo é caracterizado um domínio morfoclimático em planaltos dissecados e áreas pediplanadas (Nascimento et.al. 1977). Figura 1. Mapa de localização da área do Lago Verde, Alter do Chão, Santarém-PA. Materiais e métodos Para confecção de mapa de amostras foi utilizado imagem Landsat 8, sensor OLI georreferenciado com WGS 84 na Zona UTM 23 (Figura 2). Foram coletadas 22 amostras de sedimentos de fundo do Lago Verde usando amostrador Van Veen Grab (Figura 3) e foram tratadas no Laboratório Multidisciplinar de Geologia I da UFOPA.

2 montados em suportes de alumínio, com 10 mm de diâmetro, e em seguida, metalizados com ouro (Au) por 2 :30. Resultados Figura 2. Mapa de distribuição de amostras dos sedimentos de fundo do Lago Verde, Alter do Chão, Santarém-PA. Figura 3. Coleta com amostrador Van Veen Grab dos sedimentos de fundo do Lago Verde. Para o estudo de minerais pesados e determinação de proveniência sedimentar as amostras foram lavadas, secas e peneiradas e, em seguida os minerais pesados foram extraídos da fração areia muito fina (0,125 0,062 mm) com bromofórmio e montados em lâminas de vidro com araldite. O intervalo granulométrico referido foi escolhido por concentrar, geralmente, a maior parte destes minerais (Morton & Hallsworth, 1994; 1999). A identificação e caracterização dos minerais pesados transparentes não micáceos foram realizadas com base em suas características óticas, cor, forma e grau de arredondamento sob microscópio petrográfico. A quantificação dos minerais seguiu a contagem mínima de 200 grãos por amostra, ao longo de diversos transectos procurando-se abranger toda a lâmina. O grau de maturidade mineralógica foi determinado pelo índice ZTR (Hubert, 1962) que consiste na somatória das percentagens de zircão, turmalina e rutilo. Imagens de microscopia eletrônica de varredura (MEV) foram realizadas para caracterização de texturas superficiais de minerais pesados. Imagens de catodoluminescência foram realizadas para reconhecimento de estruturas internas nos minerais. Essas imagens foram obtidas no Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura da Universidade Federal do Pará (LabMEV/UFPA), utilizando-se o microscópio eletrônico LEO modelo 1450VP. Foram separados 20 grãos, por espécie mineral, de cinco amostras com ajuda de lupa binocular, e posteriormente os grãos foram Minerais Pesados Os minerais pesados do fundo do Lago Verde demonstram similaridades mineralógicas e mudanças percentuais pouco significativas. A assembleia de minerais pesados é formada por zircão, turmalina, cianita, rutilo, estaurolita, anatásio, sillimanita, granada e espinélio (Tabela 1 e Figura 3). Estes minerais apresentam forma e texturas superficiais variáveis (Figura 4). Os grãos de zircão apresentam frequência de 68.1 a 90.2%; são os mais abundantes na assembleia e, em geral, possuem formas prismáticas, terminações bipiramidais, com arestas mais ou menos desgastadas. Vários grãos contêm inclusões de minerais e apresentam zoneamento. Ocorrem ainda grãos equidimensionais arredondados a subangulosos, incolores e levemente castanhos. Como texturas superficiais foram observadas marcas de impacto e fraturas conchoidais. A turmalina, com frequência de 3.2 a 22.2%, apresenta formas prismáticas, com cores verdes e marrom-escuras e grãos equidimensionais subangulosos, que são mais abundantes, com cor marrom-esverdeada. Fraturas conchoidais e marcas de impacto são comuns enquanto feições de dissolução ocorrem mais raramente. A cianita varia entre 1 e 3% exibindo formas prismáticas e irregulares sendo bastante frequentes feições de corrosão. Os grãos de rutilo, com frequência de 0.5 a 3.2%, são, na maioria, vermelhos e mostram formas irregulares, baixo grau de arredondamento e comumente fraturas conchoidais. Os grãos de estaurolita, com frequência de 0.5 a 5%, são irregulares (angulosos) e apresentam diversos tons de amarelo. Fraturas conchoidais são frequentes bem como feições de dissolução em formas de marcas mamilares. A sillimanita tem frequência entre 0.5 e 2 %, incolor, e geralmente com formas prismáticas Os grãos dos demais minerais são menos frequentes e não ocorrem em todas as amostras. Os grãos de anatásio são prismáticos cúbicos com tons azulados e incolor. Esse mineral ocorre em algumas amostras e percentual variando de 0.5 até 1.5%. Os grãos de granada ocorrem somente em duas amostras (LV-4 e LV-7) sempre com valores inferiores a 0.5%. Os grãos de espinélio, assim como granada, ocorrem em poucas amostras (somente quatro) sempre com teor menor que 0.5% e tons de verde.

3 Amostra Zir Tur Rut Cia Est Ana Sill Gra Esp ZTR LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV LV Tabela 1. Frequência percentual relativa dos minerais pesados, transparentes e não micáceos da fração areia dos sedimentos de fundo do Lago Verde, Vila de Alter do Chão. Fração 0,062 0,125 mm (fração fina). Zir= Zircão, Tur= Turmalina, Rut= Rutilo, Cia= Cianita, Est= Estaurolita, Ana= Anatásio; Sill= Sillimanita; Gra= Granada; Esp= Espinélio; ZTR= (Zircão+Turmalina+Rutilo) Figura 3: Fotomicrografias de minerais pesados da fração areia dos sedimentos de fundo do Lago Verde, Vila de Alter do Chão. A= zircão; B= turmalina; C= estaurolita; D= cianita; E= rutilo; F= espinélio; G= anatásio e H= sillimanite.

4 Micro-Texturas Análises de micro-texturas nos grãos de minerais pesados sob MEV demonstram que as feições descritas em grãos de quartzo podem ser aplicadas no estudo de minerais pesados (Moral Cardona et al. 2005). Muitas dessas texturas estão presentes nos minerais pesados aqui estudados, principalmente feições físicas (mecânicas). As feições superficiais de natureza mecânica são adquiridas durante o transporte e/ou deposição nos ambientes sedimentares, principalmente em função do choque mecânico entre grãos. Dentre estas feições as mais importantes são, os sulcos em forma de V (Al-Saleh & Khalaf, 1982; Helland et al. 1997) e os fraturamentos conchoidais gerados em ambiente de alta energia (Krinsley & Doornkamp, 1973). As feições químicas, principalmente as de dissolução, são atribuídas a processos relacionados a diagênese ou ao intemperismo, sendo mais comumente encontradas em grãos de depósitos que foram submetidos a transformações intempéricas e/ou diagenéticas por um longo período de tempo (Al-Saleh & Khalaf, 1982). Segundo Moral Cardona et al. (2005), o estudo de texturas superficiais em minerais pesados pode ser também aplicado na determinação de proveniência, pois ajudam na melhor identificação e diferenciação de áreas fontes. Além disso, fornece subsídios para compreensão da história pós-deposicional e agente de transporte. Neste trabalho, as texturas superficiais foram analisadas em grãos de zircão, turmalina, estaurolita, cianita e rutilo. O estudo revelou predominância de texturas físicas em grãos de zircão, turmalina e rutilo. Cianita e turmalina apresentam predomínio de texturas físicas e químicas. Grãos de zircão apresentam muitas marcas de percussão, impacto, fraturas e placas viradas para cima (upturned plates) (Figura 4 B e C). Imagens de catodoluminescência foram realizadas e demostram que esses grãos, internamente, apresentam metamíticos (Figura4 D) e com zoneamento concentríco (Figura 4E). Nos grãos de turmalina são frequentes marcas de impacto e fraturas conchoidais (Figura 4 F e G), além de linhas de estrias que são raras. Nos grãos de rutilo (Figura 4J) predominam marcas de impacto e marcas de estrias, embora pouco intensas. Os grãos de cianita apresentam marcas de impacto, fraturas conchoides, forma de pontas de lança ou romboédrica (Figura 4I). Nos grãos de estaurolita ocorrem principalmente marcas de impacto (Figura 4H). Figura 4: Imagens de MEV e catodoluminescência dos grãos de minerais pesados de sedimentos de fundo do Lago Verde, Alter do Chão. A-C) Imagens de elétrons secundários de zircão; D-E) imagens de catodoluminescência de zircão metamíticos e com zoneamento concêntrico; F) imagem de turmalina com marcas de impacto linhas vermelhas; G) Grãos de turmalina com dissolução química (setas); H) Estaurolita com marcas de percussão (seta); I) Cianita com forma tabular e corrosão química (setas); J) Grão de rutilo com marca de transporte.

5 Discussão Os minerais pesados são indicadores sensíveis de proveniência, apesar da sua ocorrência nos arenitos ser controlada pelo ciclo sedimentar (Morton, 1985a; Morton & Hallswoth, 1994). Os minerais pesados no fundo do Lago Verde mostraram grandes similaridades mineralógicas, mas com diferenças em percentual e variações na distribuição espacial. Essas variações nos padrões percentuais observadas podem estar relacionadas com a granulometria das amostras, com a dinâmica interna apresentada/observada na região do lago, com a área(s) fonte(s) dos sedimentos e/ou dinâmica dos rios Tapajós e Amazonas. Atribuindo a variação percentual a áreas fontes é possível notar similaridade entre os minerais pesados e formam assembleias com alta maturidade textural e mineralógica, dominadas por zircão, turmalina, rutilo (ZTR) além de cianita e estaurolita, os quais exibem uma ampla diversidade morfológica que sugere mistura de sedimentos com histórias distintas, de forma que seria contestável atribuir uma proveniência comum para os mesmos. Segundo Krynine (1946), é duvidoso admitir uma mesma proveniência entre grãos euédricos e arredondados presentes numa mesma amostra. Nestas condições, destacase que os minerais pesados do fundo do lago apresentam história sedimentar distinta e que, portanto, indicaria uma proveniência também diferente para os mesmos. Destacam os ultra-estáveis (Zr-Tu-Ru), com predominância de grãos arredondados e subarredondados e as associações de texturas superficiais confirmam um caráter multicíclico dos sedimentos. Além disso, algumas texturas superficiais observadas nos grãos estudados no MEV como linhas de estrias e placas virada para cima indicam grãos submetidos a estágios prolongados de exposição a ambientes desértico ou eólico enquanto marcas de impacto e fraturas conchoidais indicam transporte subaquoso (Krinsley & Doornkamp, 1973). Em considerar que sedimentos atuais oriundos do rio Tapajós podem adentrar a região do Lago Verde, o padrão sedimentar tanto sedimentológicos e dispersão passariam a ter controle a partir do rio. Diversas barras arenosas expostas ao longo do rio Tapajós estão sujeitas a ação de vento como observados nas praias fluviais de Pindobal, Ponta de Pedras e até mesmo Alter do Chão (Xavier, no prelo). Essas praias fluviais ocorrem todas as proximidades do Lago Verde. A morfologia dos grãos de minerais pesados com grande ocorrência de formas arredondadas/subarredondadas e domínio de texturas superficiais que indicam exposição a ambientes desértico ou eólico são indicativos que o vento desempenhou/desempenha papel fundamental no transporte dos sedimentos para o Lago Verde, assim como os grãos euédricos e subédricos de turmalina e zircão, que apesar de serem relativamente menos frequentes sugerem fontes primárias. Apesar de não realizados estudos geoquímicos de turmalinas a pouca diversidade observadas nas formas e cores, indicam poucas variedades de rochas como fontes desse mineral. Rochas metamórficas, graníticas e pegmatíticas são as principais rochas fontes de turmalinas (Mange & Maurer, 1992). O zircão, assim como a turmalina, também cristaliza em rochas ígneas (Mange & Maurer, 1992) onde sua morfologia é controlada pela velocidade de cristalização, composição do magma e temperatura (Corfu et al. 2003). Os zircões do Lago Verde apresentam grande variedades na forma dos grãos. Uma classificação tipológica de zircão é proposta por Pupin (1980), porém, o retrabalhamento causa a perda da forma original dos grãos por abrasão mecânica, assim em estudos morfológicos aplicados em sedimentologia tal método não é efetivamente aplicável uma vez que grãos arredondados podem sugerir tanto fonte sedimentar quanto metamórfica (Corfu et al. 2003), gerando controvérsias. Estruturas internas no zircão são geradas durante sua cristalização e não são efetivamente afetadas por processos geológicos superficiais, ao menos que estes se tornem metamíticos (metamorfizados). Somente eventos metamórficos subsequentes podem alterar a estrutura do zoneamento, tornando-as convolutas ou homogêneas (Corfu et al. 2003) como observados em alguns grãos (Figura 4 D) indicando origem metamórfica. Porém a maioria dos grãos de zircão analisados são euédricos (Figura 3A) com zoneamento oscilatório concêntrico (Figura 4E) indicando, preferencialmente contribuições de fontes ígneas para estes minerais. A cianita, embora em poucas quantidades apresenta uma distribuição homogênea e tem sua gênese associada com gnaisses, granulitos e em xistos gerados durante metamorfismo regional de rochas pelíticas (Mange & Maurer, 1992). A estaurolita, por sua vez, é incontestável representante de eventos metamórficos de médio a alto grau, sendo encontrada em micaxistos e xistos, raramente ocorre em gnaisses. Ocorre apenas na borda norte da bacia e em quantidades pouco significantes. O rutilo é típico de rochas metamórficas (xistos, gnaisses e anfibolitos), sendo raramente encontrado em rochas ígneas. Esse mineral mostra valores significativos indicando a contribuição de rochas metamórficas. Outro mineral que indica fontes de origem metamórfica é a sillimanita comum em metamorfismo regional e encontrado em gnaisses, granulitos e micaxistos. Outros minerais devem receber atenção especial, dentre eles destaca-se a existência de cristais euédricos de anatásio (TiO 2) comum nas amostras estudadas. Esta forma euédrica está relacionada a sua origem autigênica tendo crescido durante o processo diagenético ao qual os sedimentos do fundo do Lago Verde estão sujeitos, fato esse que pode ser observado na grande quantidade de caulinita apresentada nos sedimentos de fundo do lago (Dantas et al submetido). A formação do anatásio está relacionada com a disponibilidade de titânio (Ti) no meio, mesmo não tendo se realizada análise sistemática dos minerais opacos, eles foram definidos como ilmenitas que geralmente apresentam amplas feições de dissolução química, ficando assim evidente que a ilmenita não resistiu, em grande parte, aos processos pósdeposicionais fornecendo enfim o titânio para formação do anatásio. Granada é um mineral proveniente de várias fontes, porém geralmente são de origem metamórfica. Quando são de origem magmática, estes minerais ocorrem em granitos peraluminosos (Du Bray, 1988). Granada é relativamente estável sob condições alcalinas, mas pouco estável em fluidos com ph < 7 (Morton, 1984; 1985b) condição está apresentada no Lago Verde o que explica a pouca ocorrência deste mineral. Determinar proveniência de areias e arenitos, em geral, é problemático. Isso ocorre devido à influência de vários fatores (p.e. tipo de rocha-fonte, relevo, clima, tectônica, fluxo dinâmico e ambiente deposicional) que atuam diretamente na área fonte, bem como durante o transporte, deposição e diagênese (Morton & Hallsworth, 1994, 1999; Basu, 1975; Young, 1975). Adicionalmente a esses fatores, o intemperismo tropical atual e/ou subatual contribui de maneira significativa para modificar a composição mineralógica das rochas e sedimentos o que elimina os menos

6 estáveis. Observando a assembleia de minerais pesados identificada no Lago Verde é possível afirmar, com base no método clássico de análise de minerais pesados associadas com imagens de MEV e catodoluminescência, que as fontes desses sedimentos foram vários tipos de rochas metamórficas e ígneas bem como rochas sedimentares de primeiro ciclo. As amostras estudadas demonstraram granulometria semelhantes descartando enquanto a dinâmica interna do lago é afetada somente na parte superficial da lâmina d água por ventos. Esses minerais poderiam ter origem a partir da dinâmica do rio Tapajós, porém por estar próximo da sua desembocadura o mesmo sofre barramento dificultado assim o transporte na porção final ao desaguar no rio Amazonas (Nascimento et al. 1976). Assim, as variações bem como origem dos grãos estão associadas a mudança de áreas fontes dos sedimentos. A região do Lago Verde e circundada por rochas Cretáceos-Paleogenas pertencentes a Formação Alter do Chão. Essa formação é conhecida por sua natureza siliciclástica bem como pela intensidade do intemperismo que levou a hidrólise de feldspatos e neoformação de caulinita (Mendes, 2010; Mendes et al. 2013). A assembleia de minerais pesados do Lago Verde é muito semelhante à observada para Formação Alter do Chão tanto em minerais quanto em percentuais (Mendes, 2010; 2015; Mendes et al. 2013; 2015) considerando assim essa formação como fonte de sedimentos para o Lago Verde. Considerações Finais A assembleia mineralógica identificada para o fundo do Lago Verde formada por minerais ultra-estáveis/estáveis e elevado índice ZTR indica que processos intempéricos intensos recentes e/ou passados foram determinantes no controle e registro da assembleia de minerais pesados. Apesar de ser formado e controlado pela dinâmica do rio Tapajós, causando seu afogamento o Lago Verde não apresentou sedimentos oriundo desse rio. Seus sedimentos são provenientes dos arenitos da Formação Alter do Chão. Estudos de minerais pesados em sedimentos de fundos dos lagos fluviais na Amazônia eram inexistentes e, a partir deste estudo é aberto um precedente para entender a dinâmica e controle dos rios sobre esses sedimentos. Agradecimentos Os autores agradecem a Universidade Federal do Oeste do Pará (UFOPA) pelo apoio logístico e financeiro através do edital 06/2016 PROPPIT/UFOPA- PROFIC do primeiro autor. Agradecimentos são estendidos a Universidade Federal do Pará e ao LabMev pela ajuda com as imagens de MEV e catodoluminescência dos minerais pesados. Referências Bibliográficas Al-saleh, S.; Khalaf, F.I Surface textures of quartz grains from various recent sedimentary environments in Kuwait. Journal Sedimentary Petrology, n. 52, p Basu, A., Petrology of Holocene fluvial sand derived from plutonic source rocks: implication to provenance interpretation. M.Sc. Dissertation, Indiana University, 138p. Boulangé, B.; Carvalho, A The bauxite of PortoTrombetas In: A. Carvalho, B. Boulangé, A.J. 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