( PDF ) Estruturação de derrames e interações lava-sedimento na porção central da província basáltica continental do Paraná

Download PDF

ads:

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

ESTRUTURAÇÃO DE DERRAMES E INTERAÇÕES

LAVA-SEDIMENTO NA PORÇÃO CENTRAL DA PROVÍNCIA

BASÁLTICA CONTINENTAL DO PARANÁ

BRENO LEITÃO WAICHEL

Orientador: Prof. Dr. Evandro Fernandes de Lima

BANCA EXAMINADORA: Dr. Otávio Augusto Boni Licht (MINEROPAR)

Dra. Teresa Cristina Junqueira-Brod (CVRD)

Dr. Wilson Wildner (CPRM-PA)

Tese de Doutorado apresentada como requisito

parcial para obtenção do Título de Doutor em

Geociências.

Porto Alegre 2006

ads:

Livros Grátis

http://www.livrosgratis.com.br

Milhares de livros grátis para download.

SUMÁRIO

Lista de abreviaturas 05

Lista de tabelas 06

Lista de figuras 07

Agradecimentos 09

Resumo 10

Abstract 11

I Introdução 12

I.1 Organização do trabalho 12

I.2. Objetivos 14

I.3 Províncias Basálticas Continentais 14

I.3.1 Origem das Províncias Basálticas Continentais 15

I.3.2 PBC do Columbia River 16

I.3.3 PBC do Deccan 19

I.4 Província Basáltica Continental do Paraná 21

I.5 Derrames basálticos 26

I.5.1 Tipos de derrames basálticos 26

I.5.2 Interações entre lavas basálticas e sedimentos 28

II Material e métodos 30

II.1 Etapa de aquisição/compilação de dados 30

II.2 Trabalhos de campo 30

II.3 Estudos das estruturas 31

II.4 Estudos petrográficos 32

II.5 Interpretação dos dados e comparação com outras províncias vulcânicas 32

ads:

III Pahoehoe flows from the central Paraná Continental Flood Basalts (artigo) 33

Peperite formed by lava flows over sediments: an example from the central

Paraná Continental Flood Basalts, Brazil (artigo) 58

V Tipos de derrame e reconhecimento de estruturas nos basaltos da Formação

Serra Geral – Terminologia e aspectos de campo (artigo) 79

VI Conclusões 97

Referências bibliográficas 100

Lista de abreviaturas

PBCs - Províncias Basálticas Continentais

PBCP - Província Basáltica Continental do Paraná

FSG - Formação Serra Geral

CRB - Columbia River Basalts

PM - Polaridade magnética

Ma - Milhões de anos

EGP - Elementos do grupo da platina

GPS - Geographic Position System

CFB - Continental Flood Basalts

PCFB - Paraná Continental Flood Basalts

LIP - Large Igneous Provinces

DVP - Deccan Volcanic Province

VC - vesicle cylinders

VS - vesicle sheets

C-S - cylinder sheets

PV - pipe vesicles

HVZ - horizontal vesicular zones

MFCI - Molten fuel coolant interactions

Lista de tabelas

Tabela 1 -

Estratigrafia do Columbia River Basalt 18

Tabela 2 - Estratigrafia química da PBC do Deccan 20

Tabela 3 -

Representative flow lobes from study areas 38

Tabela 4 - Calculation of emplacement time of individual lobes from the study areas 52

Lista de figuras

Figura 1 -

Distribuição das principais grandes províncias ígneas . 15

Figura 2 - Mapa de localização da PCB do Columbia River. 17

Figura 3 -

Diagramas exibindo a formação de fluxos pahoehoe inflados. 19

Figura 4 - Mapa da PBC do Deccan na Índia. 20

Figura 5 -

Esboço geológico da PBC Paraná-Etendeka antes da abertura do Oceano

Atlântico. 22

Figura 6 - Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná com a localização da área em

estudo. 23

Figura 7 - Perfil esquemático e fotografia de derrames pahoehoe e ´a´a. 27

Figura 8 - Lava em bloco do Campo Vulcânico de San Francisco, Arizona, E.U.A. 27

Figura 9 - Locais de interação entre magma e sedimentos e formação de peperitos 28

Figura 10 - Localização das áreas de estudo na porção oeste do Paraná. 31

Figura 11 - Map of Paraná Basin with study area in central Paraná Continental Flood

Basalts. 35

Figura 12 - Map showing study areas in west region of Paraná State. 37

Figura 13 - Schematic profiles from study areas. 39

Figura 14 - Ponte Queimada area. 41

Figura 15 - Toledo area. 44

Figura 16 - Matelandia area. 46

Figura 17 - Rio Quitéria area. 47

Figura 18 - Rio Quitéria area. 47

Figura 19 - Cascavel area. 49

Figura 20 - Simplified geological map of Paraná Basin showing the Paraná flood basalts

and the study area. 61

Figura 21 - Map with the location of principal occurrences of peperite in west portion of

Paraná State, Southern Brazil. 62

Figura 22 - Diagrams showing the formation of peperite in domain 1 and domain 2. 63

Figura 23 - Closed-packed and dispersed peperite in type 2 peperite domains. 64

Figura 24 - Marks generated by advance of lava flows in surface of sediment layer in

Toledo quarry 64

Figura 25 - Sedimentary structures deformed and random orientation of mica plate due to

fluidization during peperite generation. 65

Figura 26 -

Soft deformation of sedimentary structures in peperite domains. 66

Figura 27 - Vesicles in sediment domain engulfed by lava and sediments filling fractures in

basalt. 66

Figura 28 - Vesicles filled with sediment in an igneous clast and photomicrography

showing sediment filling cracks in an igneous clast. 67

Figura 29 - Large juvenile clasts and photomicrography of minor juvenile clast. 67

Figura 30 -

Fragmentation process of a large basaltic clast in peperite domain and

photograph of a sample showing the stage 2 of the process. 69

Figura 31 - Margin of large juvenile clast with mixture between sediment and small

igneous fragments generated by collapse of vapor film. 70

Figura 32 - Occurrence of non-explosive coarse mingling. 74

Figura 33 - Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná com a localização da área em

estudo. 82

Figura 34 - Lobos do tipo P e do tipo S e lobos de pequena dimensão formando feições

semelhante a dedos (toes) em seção longitudinal ao avanço da lava. 86

Figura 35 – Estruturas e feições de superfície dos derrames. 90

Figura 36 - Estruturação dos derrames da FSG na porção oeste do Paraná mostrando a

divisão em porção proximal, mediana e distal em perfil lateral e em planta. 93

Agradecimentos

Expresso aqui meus agradecimentos à Universidade do Oeste do Paraná-

UNIOESTE- pela liberação dos meus encargos para dedicar-me integralmente a tese de

doutorado. Ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade Federal do

Rio Grande do Sul pela acolhida. Aos colegas Stephen Self (Open University- Reino

Unido), Ninad Bondre (Miami University- Ohio-EUA), Ken Hon (University of Hawaii-

EUA), Wilson Wildner (CPRM-SUREG -PA), Edir Arioli (MINENOPAR) e Otávio Licht

(MINEROPAR) pelos debates e conversas que certamente contribuíram para a realização

desta tese. Ao professor, amigo e bom ariano Evandro Fernandes de Lima minha gratidão

pela orientação. Eu disse que retornaríamos ao Ratão. Aos meus familiares pela paciência e

afeto, ingredientes importantes para concluir qualquer trabalho.

RESUMO

A Província Basáltica Continental do Paraná (PBCP) ocupa uma área de cerca 1,2 x 10

na América do Sul e tem sua origem vinculada a fragmentação do Gondwana e a

abertura do Oceano Atlântico Sul durante o Cretáceo Inferior. Estudos enfocando a

morfologia e origem das estruturas nos basaltos na PBCP, realizados na porção oeste do

estado do Paraná, determinaram a identificação de derrames do tipo pahoehoe e ‘a‘a , com

o predomínio de pahoehoe simples e compostos. Em alguns locais constatou-se o processo

de interação entre lavas e sedimentos e a ocorrência de peperitos fluidais. Na área estudada

verificou-se que os derrames pahoehoe compostos são formados por lobos do tipo P (pipe)

e do tipo S (spongy), com o predomínio dos primeiros. A predominância de lobos do tipo P

pode ser relacionada com o rompimento e geração de pequenos lobos na porção distal de

espessos derrames inflados. As características destes lobos indicam um longo tempo de

residência das lavas, em um sistema de distribuição antes da extrusão. As feições de

superfície originadas em derrames pahoehoe e ‘a‘a estão bem preservadas e são de fácil

reconhecimento. Os derrames possuem extensão lateral de até 50 km e podem ser divididos

em três porções em relação ao conduto: proximal, mediana e distal. Na porção proximal os

derrames pahoehoe são espessos (40-70 m) e possuem a crosta superior e o núcleo maciço

bem delimitado. Na porção mediana predominam derrames pahoehoe simples com

espessura entre 20 e 30 m, localmente ocorrem derrames compostos. Na porção distal

predominam derrames compostos de até 5 m de espessura, formados por lobos. A geração

de derrames tipo pahoehoe inflados sugerem baixas taxas de erupção na geração dos

basaltos do oeste do Paraná. Estimativas baseadas na espessura da crosta superior indicam

um período de 33 meses para a geração de fluxos inflados com 25 m de espessura total. Os

peperitos foram gerados pela interação entre derrames e sedimentos úmidos,

predominantemente silte e argila, depositados em um ambiente lacustre. A presença destes

sedimentos indica uma mudança climática, que ocorreu entre a erupção da porção basal da

PBCP, associada com ambiente desértico (Formação Botucatu) e a porção superior

associada com ambiente lacustre. Nesta fase interrupções no vulcanismo possibilitaram a

deposição de sedimentos em pequenos lagos estabelecidos sobre os derrames. A presença

de sedimento vesiculado preenchendo vesículas e fraturas e a deformação de estruturas

sedimentares indicam que a fração sedimentar estava inconsolidada ou pouco consolidada e

úmida, quando da geração dos peperitos. As texturas presentes nos peperitos fluidais

indicam que os principais fatores que influenciaram no mingling entre lava e sedimentos

foram: 1- as propriedades da lava (baixa viscosidade), 2- a presença de sedimentos

inconsolidados a pouco consolidados e úmidos e 3- um evento único na interação entre lava

e sedimento. Neste ambiente os peperitos eram formados na base do derrame e processos

posteriores, como a inflação do derrame e a extrusão de outros derrames, não causaram

perturbações nos domínios de peperito gerados previamente. Os trabalhos realizados na

porção oeste do Paraná indicam que os derrames da PBCP são dominantemente do tipo

pahoehoe, tanto simples como compostos, associados com fluxos inflados. Estas evidências

contrariam a estruturação convencionalmente estabelecida para a Formação Serra Geral

onde os derrames são espessos, maciços e com geometria tabular. Esta aparente

organização pode ser também gerada pela amalgamação de sucessivos e simultâneos lobos

de lavas.

ABSTRACT

The Paraná Continental Flood Basalt (PCFB) occupies an area of about 1,2 x 10

in the

South America and is related to breakout of the Gondwana and the opening of the South

Atlantic Ocean in Lower Cretaceous. Studies focusing the morphology and origin of the

structures in the basalts in the PBCP, carried through in the portion west of the state of the

Paraná, had determined the identification of pahoehoe and ‘a‘a flows, with the

predominance of simple and compound pahoehoe. In some places are observed evidences

of interaction between lava and sediments and the occurrence of peperites. In the studied

area pahoehoe flows are formed by type P (pipe) and type S (spongy) lobes, with the

predominance of the first ones. The predominance of type P lobes can be related with the

disruption and generation of small lobes in the distal portion of thick inflated flows, the

characteristics of these lobes indicates a long time of residence of lava, in a distribution

system before the eruption. The surface originated in pahoehoe and ‘a‘a flows are well

preserved. The flows are up to 50 km in extension and can be divided in three portions in

relation to the vents: proximal, medium and distal. In the proximal portion the flows are

thick (40-70 m) and exhibit a superior crust and a massive core. In the medium portion

predominate simple pahoehoe flows with thickness between 20 and 30 m. In the distal

portion predominate composite flows of up to 5 meter thick, formed for thin lobes. The

generation of inflated pahoehoe flows suggests a low eruption rate in the generation of the

basalts of the west of the Paraná. Estimates based on the thickness of the upper crust

indicate a period of 33 months for the generation of flows inflated with 25 m of total

thickness. The peperites had been generated by the interaction between flows and wet

sediments, predominantly silt and clay, deposited in a lacustrine environment. The presence

of these sediments indicates a climatic change, that occurred enters the eruption of the basal

portion of the PCFB, associated with desert environment (Botucatu Formation) and the

superior portion associated with lacustrine environment. In this phase sediments are

deposited in ponds established on the flows. The presence of vesiculated sediments filling

vesicles and fractures and the soft deformation of sedimentary structures indicate that the

sediments was unconsolidated or poorly consolidated and wet, when the lava flowed over

them. The textures in the fluidal peperitos indicate that the main factors that had influenced

in mingling had been: 1- the lava properties (low viscosity), the 2- presence of

unconsolidated or poorly consolidated and wet sediments and a 3- a single event in the

interaction between flows and sediment. In this environment the peperites were formed in

the base of the flows and posterior processes, as the inflation and the breakout of new lobes,

had not caused disturbances in peperite domains generated previously. The works carried

through in the portion west of the Paraná indicate that pahoehoe flows predominate in the

PCFB. These evidences oppose the structure established in Serra Geral Formation where

the flows are thick, massive and tabular. This apparent organization also can be generated

by the amalgamation of successive and simultaneous lava lobes.

I INTRODUÇÃO

As Províncias Basálticas Continentais (PBCs) são formadas por eventos magmáticos

responsáveis pela geração de grande volume de rochas basálticas, predominantemente de

afinidade toleítica, em ambiente continental. Em termos gerais, as PBCs são formadas por

espessas seqüências de derrames basálticos com volumes superiores a 10

, com quantidades

subordinadas de basaltos picríticos, intrusivas básicas, derrames intermediários e ácidos e rochas

vulcanoclásticas. Apresentam formas tabulares, sub-horizontais, ocupam extensas áreas

continentais e são geradas em períodos de tempo relativamente curto, em geral, menores do que

anos (Anderson 1994)

Estudos realizados na Província Basáltica Continental do Paraná (PBCP) enfocaram

principalmente aspectos geoquímicos (Melfi et al. 1988, Bellieni et al. 1984, Mantovani et al.

1985, Peate et al.1992, Peate 1997) e geocronológicos (Renne et al. 1992, Turner et al. 1994,

Milner et al. 1995). Neste trabalho é dada ênfase aos aspectos vulcanológicos das rochas da

porção central da PBCP (região oeste do estado do Paraná) a partir da descrição da morfologia

dos derrames e estruturas presentes. Na área em estudo foram identificados peperitos gerados

pela interação entre as lavas e sedimentos, que também são descritos e discutidos neste trabalho.

I.1 Organização do trabalho

No capítulo I (Introdução) são apresentados os objetivos do trabalho e são abordados os

aspectos gerais das Províncias Basálticas Continentais (PBCs). Neste tópico também são

enfocadas as PBC do Columbia River e Deccan, tendo em vista o amplo conhecimento geológico

destas seqüências vulcânicas. No tópico seguinte é apresentado o arcabouço regional e uma

síntese dos principais trabalhos realizados na Formação Serra Geral (FSG). No final do capítulo

são abordados os diferentes tipos de derrames basálticos e a interação entre lava e sedimentos.

No capítulo II são apresentados os materiais e os métodos utilizados durante a etapa de

campo, no estudo das estruturas e na descrição petrográfica dos basaltos da porção oeste do

Paraná.

A tese foi organizada na forma de artigos científicos, atendendo as exigências do

Programa de Pós-Graduação em Geociências da UFRGS. O capítulo III é constituído pelo artigo

“Pahoehoe flows from the central Paraná Continental Flood Basalts” que descreve a morfologia,

estruturação interna e feições de superfície dos derrames pahoehoe na área estudada. O trabalho

foi aceito e publicado na revista Bulletin of Volcanology n

. 68 , cuja separata foi adicionada

como anexo 1.

O capítulo IV é constituído pelo artigo “Peperite formed by lava flows over sediments: an

example from the central Paraná Continental Flood Basalts, Brazil”. Neste é descrito e discutido

os processos envolvidos na geração de peperitos na FSG. A importância desta contribuição deve-

se a descrição e discussão detalhada sobre peperitos associados com derrames, tendo em vista que

estes litotipos, em geral, são formados pela interação de sedimentos com rochas ígneas

hipabissais. A geração de peperitos associados com derrames é um processo citado na

bibliografia, mas poucas vezes descrito em detalhe. Este artigo foi submetido, revisado e enviado

para a avaliação final dos editores do Journal of Volcanology and Geothermal Research (Anexo

2).

O terceiro artigo “Tipos de derrame e reconhecimento de estruturas nos basaltos da

Formação Serra Geral – Terminologia e aspectos de campo” compõe o capítulo V. Neste trabalho

é apresentada a terminologia adotada e os dados de campo utilizados no reconhecimento dos

tipos derrames; e propõe, de forma inédita para a FSG, uma compartimentação destes derrames

em relação as áreas de erupção. Este artigo foi submetido na revista Pesquisas em Geociências da

Universidade Federal do Rio Grande do Sul - UFRGS.

No capítulo VI são reunidas as conclusões da tese .

Em anexo consta a produção científica do período de duração do doutorado relativo ao

tema e as cartas dos editores referentes aos artigos que compõem a tese. O anexo 1 refere-se ao

artigo “Pahoehoe flows from the central Paraná Continental Flood Basalts”, o anexo 2 é uma

carta do sistema editorial da Elsevier informando o estágio do andamento do artigo “Peperite

formed by lava flows over sediments: an example from the central Paraná Continental Flood

Basalts, Brazil” e o anexo 3 é a carta de submissão do artigo “Tipos de derrame e

reconhecimento de estruturas nos basaltos da Formação Serra Geral – Terminologia e aspectos de

campo”.

O anexo 4 é o resumo expandido apresentado no III Simpósio de Vulcanismo, o anexo 5 e

6 são dois resumos apresentados no International Association of Volcanology and Chemistry of

the Earth’s Interior – IAVCEI (Chile) e os anexos 7 e 8 contém dois resumos apresentados no

Congresso Brasileiro de Geologia (Araxá). Os anexos têm como objetivo mostrar o avanço no

conhecimento sobre o tema e também reunir neste volume toda a produção científica do período.

I.2 Objetivos

Os objetivos principais do trabalho são os seguintes:

• Discutir os aspectos vulcanológicos dos derrames da porção central da PBCP a partir do

estudo da morfologia dos derrames e descrição das estruturas presentes. Com base nestes

dados, determinar a estruturação dos derrames formadores da seqüência vulcânica na área

estudada;

•

Discutir e propor uma terminologia para ser utilizada na descrição dos tipos de derrames

basálticos e das estruturas presentes;

• Descrever os domínios de peperito e identificar os processos envolvidos na geração desta

litologia.

I.3 Províncias Basálticas Continentais

Grandes províncias ígneas são formadas por eventos magmáticos responsáveis pela

geração de grande volume de lavas basálticas, predominantemente de afinidade toleítica. As

grandes províncias ígneas incluem as PBCs, os platôs oceânicos e alguns riftes vulcânicos (FIG.

1). Devido à localização em terras emersas as PBCs são as províncias ígneas mais estudadas.

As características morfológicas e estruturas presentes em derrames formadores das PBCs

são fundamentais para a interpretação dos tipos de depósitos gerados, na determinação da

dinâmica dos fluxos de lava e as possíveis conseqüências climáticas relacionadas.

As PBCs são formadas por derrames com dezenas de metros de espessura e centenas de

quilômetros de extensão e os processos eruptivos relacionados com a geração destas sequências

vulcânicas não podem ser observados diretamente, o que dificulta a determinação dos

mecanismos associados com a extrusão dos derrames.

Figura 1 - Distribuição das principais grandes províncias ígneas (modificado de Coffin &

Eldholm 1992)

I.3.1 Origem das Províncias Basálticas Continentais

As PBCs são formadas por um grande número de derrames, gerados durante um curto

período de tempo em ambiente continental (Self et al. 1998). Dentre os modelos propostos para a

gênese das PBCs destacam-se os que postulam a participação de plumas mantélicas, seja de

forma ativa (Morgan 1981, Richards et al. 1989), passiva (White & McKenzie 1989) ou em

modelos híbridos, que combinam aspectos de pluma ativa e passiva (White 1992). Outro modelo

proposto envolve a geração de zonas aquecidas no manto devido ao isolamento térmico

provocado pelos supercontinentes sobrejacentes. Este aquecimento causaria uma expansão

térmica podendo levar ao domeamento e a fragmentação dos continentes (Anderson 1994, King

& Anderson 1995).

A geração dos basaltos continentais foi primeiramente explicada por um modelo

utilizando fluxos turbulentos, com taxas de erupção extremamente altas (Shaw & Swanson 1970).

Estudos recentes propõem um modelo alternativo envolvendo fluxos inflados com taxas de

erupção menores (Hon et al. 1994, Self et al. 1997, 1998). Este modelo é fundamentado na

identificação de fluxos compostos do tipo pahoehoe em PBCs, como no Columbia River Basalts

(CRB) e no Deccan. Walker (1971) sugeriu que fluxos simples são gerados por altas taxas de

erupção, enquanto que baixas taxas tendem a formar fluxos compostos. Fluxos simples e

compostos com morfologias características foram documentados na PBC do Deccan (Bondre et

al. 2004), sugerindo que mais de um tipo de mecanismo de erupção pode ter contribuído na

geração das PBCs.

I.3.2 PBC do Columbia River

O vulcanismo que gerou o Columbia River Basalts (CRB) ocorreu entre 17,5 e 6 Ma,

quando erupções fissurais formaram mais de 300 derrames no noroeste dos Estados Unidos (FIG.

2; Swanson et al. 1979). Esta PBC cobre uma área de 164.000 km

e possui um volume estimado

de 174.000 km

(Tolan et al. 1989). Diferenças litológicas, composicionais e de polaridade

magnética dos derrames permitem a divisão estratigráfica da seqüência (Tabela 1, Swanson et al.

1979).

Os derrames do CRB possuem em média espessura de 30 m, com espessura máxima de

100 m. Estes derrames, também chamados de unidades de resfriamento, são formados por

eventos eruptivos únicos e podem recobrir áreas de até 15.000 km

(Reidel 1998).

Shaw & Swanson (1970) propuseram que algumas unidades do CRB foram formadas em

dias ou semanas, levando-se em conta a espessura destes derrames eles teriam fluido rapidamente

na forma de fluxos turbulentos. Reidel & Tolan (1992) reconheceram que grande parte do CRB é

formada por fluxos do tipo pahoehoe compostos, e estimaram que foram necessários muitos

meses para a formação de um derrame da Formação Grande Rode Basalt.

Figura 2- Mapa de localização da PCB do Columbia River no noroeste do Estados Unidos.

Modelos de geração do CRB mais recentes (Self et al. 1996, 1998) propõem que os

derrames do CRB são formados por fluxos do tipo pahoehoe inflados que estiveram ativos por

meses até anos (FIG. 3). Segundo estes autores a colocação dos derrames inicia com pequenos

lobos de lava envoltos em uma camada visco-elástica com uma crosta rígida na parte superior.

Nesta fase as bolhas são aprisionadas na crosta superior e inferior. A contínua injeção de lava

causa o soerguimento da crosta superior (inflação) e a geração de pequenos lobos na porção

frontal do derrame (outbreaks). Durante este processo as bolhas de voláteis provenientes da

porção central do lobo são barradas pela camada visco-elástica localizada na base da crosta

superior, formando zonas vesiculares horizontais.

Tabela 1 - Estratigrafia do Columbia River Basalt. PM=Polaridade magnética; N, normal; R,

reversa; T, transicional (USGS, 1997)

Depósitos vulcanoclásticos máficos são pouco freqüentes na seqüência vulcânica do

CRB, sendo constituídos de depósitos do tipo spatter e tufos e associados a explosões

freatomagmáticas na base da seqüência (Ross et al. 2005). Peperitos são pouco freqüentes e

ocorrem associados com fluxos de lava que invadem e escavam depósitos sedimentares

inconsolidados (invasive flows; Byerly & Swanson 1978, Reidel 1998).

Figura 3- Diagramas exibindo a formação de fluxos pahoehoe inflados. Escalas verticais variam

de 1-5 m para fluxos do Hawaii até 5-50 m para fluxos do CRB (Self et al. 1996).

I.3.3 PBC do Deccan

A PBC do Deccan possui idades de 60 a 68 Ma (Shet et al. 2001) e recobre uma área de

cerca de 500.000 km

na região oeste e central da Índia (FIG. 4). A sucessão vulcânica possui

2.000 m de espessura na sua porção oeste e nas extremidades possui espessura mínimas de 10

metros (Kaila 1988).

Trabalhos abordando a estratigrafia, geoquímica e geologia estrutural no Deccan (p.ex.

Subbarao 1988, 1999 e referências neste) possibilitaram o estabelecimento de uma estratigrafia

química e a divisão do Grupo Deccan (TAB. 2; Subbarao 1988). Cada “formação” é constituída

por um conjunto de derrames que possuem características físicas, texturais e geoquímicas

similares, e geralmente são separadas por espessos derrames ricos em fenocristais de

plagioclásio.

Figura 4 - Mapa mostrando a extensão da PBC do Deccan na Índia e as regiões com o domínio de

fluxos pahoehoe compostos e simples (modificado de Bondre et al. 2004).

Grupo Subgrupo Formação

D Wai Desur

E Panhala

C Mahabaleshwar

C Ambelani

A Poladpur

N Lonavala Bushe

B Khandala

A Kalsubai Bhimashankar

S Thakurwadi

A Neral

L Igatpuri

T Jawhar

Tabela 2 - Estratigrafia química da PBC do Deccan (Subbarao 1988)

Walker (1971) introduziu os termos composto e simples para os derrames da PBC do

Deccan. Segundo a definição deste autor os derrames compostos são formados de vários lobos

com espessura e dimensão semelhantes, enquanto que os derrames simples consistem em uma

unidade única de resfriamento.

Trabalhos abordando a morfologia dos derrames e o modo de erupção na PBC do Deccan

(Deshmukh 1988, Duraiswami et al. 2002, Bondre et al. 2004) permitiram a separação de duas

regiões: uma onde ocorre o predomínio de derrames simples e outra com predomínio de derrames

compostos (FIG. 4).

Depósitos vulcanoclásticos máficos são pouco freqüentes na PBC do Deccan, sendo

constituídos de pequenos depósitos associados a explosões freatomagmáticas na base da

seqüência ou como camadas intercaladas com os derrames (Ross et al. 2005). Peperitos são

pouco freqüentes e se localizam predominantemente nas extremidades da província, associados

aos derrames de pouca espessura (Ninad Bondre, com. verb.).

I.4 Província Basáltica Continental do Paraná

A Província Basáltica Continental (PBC) Paraná-Etendeka ocupa uma área de

aproximadamente 1,3 x 10

na América do Sul e África e tem sua origem vinculada a

fragmentação do Gondwana e a abertura do Oceano Atlântico Sul durante o Cretáceo Inferior

(FIG. 5).

Cerca de 90% da PBC Paraná-Etendeka está localizada na América do Sul, recobrindo

uma área de 1.200.000 km

no Brasil, Paraguai, Argentina e Uruguai, com um volume estimado

de 800.000 km

(Melfi et al. 1988). A área estudada localiza-se na porção oeste do estado do

Paraná, região sul do Brasil (FIG. 6).

No Brasil esta seqüência é referida estratigraficamente como Formação Serra Geral (FSG)

que é composta por uma sucessão de derrames básicos com uma espessura máxima de cerca de

1.700 metros, na qual ocorre a predominância de basaltos de afinidade toleítica (Melfi et al.

1988).

Figura 5 - Esboço geológico da PBC Paraná-Etendeka antes da abertura do Oceano Atlântico

(modificado de Turner et al. 1994).

A FSG sobrepõe-se aos depósitos eólicos da Formação Botucatu e em alguns locais os

derrames recobrem as dunas preservando a morfologia original (Scherer 2002).

Datações pelo método

Ar-

Ar em amostras da FSG indicam idades entre 138 a 125

Ma, com o clímax do vulcanismo entre 133 e 129 Ma (Renne et al. 1992, Turner et al. 1994,

Milner et al. 1995, Mincato 2000).

Figura 6 - Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná com a localização da área de estudo.

Os basaltos são divididos em dois grupos com base no conteúdo de Ti: basaltos alto Ti

com teores de TiO

>2% e basaltos baixo Ti com teores inferiores a 2% (Bellieni et al. 1984,

Mantovani et al. 1985).

Baseado na abundância de elementos maiores, elementos-traço e razões entre elementos-

traço as rochas vulcânicas foram subdivididas por Peate et al.(1992) e Peate (1997) em seis

magmas-tipo. Estes foram denominados de Pitanga, Paranapanema e Ribeira, possuem razões

Ti/Y>300 e um posicionamento na porção norte da província. Os magmas-tipo Gramado,

Esmeralda e Urubici têm razões Ti/Y<300 e ocorrem na porção sul.

Estudos de campo realizados na FSG realizados por Waichel et al. (2006) na porção oeste

do Paraná permitiram a identificação de derrames do tipo pahoehoe, associados com derrames

maciços, na porção superior da FSG. Os derrames pahoehoe ocorrem como fluxos compostos,

formados por múltiplos lobos (0,5-2,0 m de espessura) e como fluxos simples com até 35 m de

espessura.

Os trabalhos realizados na porção oeste do Paraná permitiram organizar a estruturação do

derrames em três zonas, crosta inferior, núcleo e crosta superior típicas de lavas

pahoehoe

. Na

crosta superior são freqüentes feições de superfície tipo cordas.

Os derrames

pahoehoe

são

predominantemente compostos por lobos do tipo P (pipes) que são gerados por baixas taxas de

erupção em superfícies com um baixo ângulo de inclinação (Wilmouth & Walker 1993). A

presença de estruturas de segregação e de vesículas na porção central dos derrames, juntamente

com a presença de microvesículas entre os cristais de plagioclásio e piroxênio definido como

textura diktitaxítica, é indicativa de um alto conteúdo de voláteis no magma gerador destes

derrames (Goff 1996).

Segundo Mincato (2000) as pesquisas sobre a PBCP podem ser subdivididas, de forma

simplificada, em cinco fases: (i) estudos descritivos pioneiros (de 1870 a 1960); (ii) estudos

paleomagnéticos e datações K-Ar (anos 60); (iii) estudos geoquímicos (anos 70 e 80); (iv)

estudos estratigráficos e datações

Ar-

Ar (anos 90) e (v) estudos de avaliação metalogenética

(anos 90).

Dentre os trabalhos pioneiros destacam-se os de Derby (1878) com a descrição original

dos basaltos do Brasil Meridional como ‘Paraná Trapp’, sendo que em 1908 White denominou

formalmente a pilha vulcânica de Formação Serra Geral. A presença de rochas intermediárias e

ácidas foi descrita por Guimarães (1933) e Leinz (1949) elaborou uma detalhada descrição

geológica e petrológica.

Os estudos geocronológicos K-Ar revelaram um intervalo entre 165 e 100 Ma (Amaral et

al. 1966, Mcdougall & Rueg 1966, Vandoros et al. 1966, Melfi 1967, Sartori et al. 1975) com

cerca 70% das amostras no intervalo de 135-150 Ma. Este amplo espectro está relacionado com

as limitações do método e estudos posteriores

Ar-

Ar refinaram estas datações.

Os estudos geoquímicos na FSG foram realizados por diversos autores (Cordani &

Vantoros 1967, Ruegg & Amaral 1976, Bellieni et al. 1984, 1986, 1988, Mantovani et al. 1985,

Hawkesworth et al. 1986, Marques 1988, Piccirillo et al. 1988, Peate et al. 1988, Ernesto et al.

1991 entre outros) e geraram um extenso banco de dados. Estes dados permitiram a

compartimentação da província em porção Sul, Central e Norte (Piccirillo et al. 1988) e a

proposta de uma estratigrafia química baseada no conceito de magma-tipo (Peate et al. 1988,

1990). No entanto, foram desconsideradas a morfologia e a estruturação dos derrames, fato que

dificulta as tentativas de correlações estratigráficas e a determinação do estilo eruptivo da FSG.

A construção de grandes barragens sobre os basaltos da FSG entre 1960 e 1980,

principalmente no estado de São Paulo e Paraná, contribuíram na compreensão da estruturação

dos derrames. Os trabalhos que abordavam os problemas geotécnicos relacionados com a

construção de grandes obras sobre os basaltos da FSG são pouco divulgados, devido a sua

publicação, geralmente feita em resumos de congressos da área. No entanto, trabalhos como os de

Guidicini & Campos (1968), Guidicini (1970), Moler & Cabrera (1976), Araújo et al. (1987)

entre outros, possuem descrições detalhadas da morfologia dos derrames e das estruturas

presentes.

Guidicini (1970) utiliza-se do termo “derrames secundários” para definir corpos de lava

diferenciados do derrame que tem como fonte de abastecimento o próprio derrame principal e

não o reservatório magmático. Moler & Cabrera (1976) descreveram derrames do tipo ´a´a e

pahoehoe do tipo composto, sendo este último definido pelos autores como um derrame

composto por “sub-derrames” de pequena espessura. Com base nas descrições estes autores

reconheceram lobos de lava que podem gerar um derrame composto ou unidades individualizadas

(lobos). Sendo estes últimos gerados na porção distal dos derrames e relacionados com

rompimentos devido ao acúmulo de lava e aumento da pressão. Na porção distal estes lobos são

denominados de outbreaks e a sua individualização é facilitada devido ao resfriamento como uma

única unidade. No entanto, em derrames pahoehoe compostos gerados em áreas mais proximais

ao conduto, o intervalo de tempo entre a extrusão dos lobos pode ser reduzido causando o

resfriamento de vários lobos como uma unidade única, fato que dificulta e/ou impossibilita a

individualização dos lobos.

As datações

Ar-

Ar permitiram um refinamento nos dados geocronológicos e

indicaram idades no intervalo de 138 a 125 Ma, com o clímax do vulcanismo entre 133 e 129 Ma

(Renne et al. 1992, Turner et al. 1994, Milner et al. 1995, Mincato 2000).

Estudos visando a avaliação da potencialidade da FSG para mineralizações do tipo Ni-Cu-

EGP tomaram como modelo os depósitos da região de Noril´sk, nos Traps Siberianos, e do

complexo Insizwa no Karoo (Mincato 1994, 2000, Mincato & Schrank 1994, 1998) e definiram

controles geológicos regionais e locais dos depósitos tomados como modelos, para servirem de

critério de avaliação nos derrames da FSG.

I.5 Derrames basálticos

Derrames de composição basáltica são os mais comuns na crosta terrestre e ocorrem

associados com as dorsais meso-oceânicas, em ilhas oceânicas, no interior de placas continentais

e ao longo do limite de placas tectônicas.

Estudos abordando a erupção de derrames basálticos se concentram em regiões vulcânicas

ativas como o arquipélago do Havaí, Islândia, Ilhas Canárias e Ilhas Eólias. O arquipélago

havaiano é a região mais estudada, sendo que a maioria dos termos utilizados no estudo das lavas

basálticas foram criados em vulcões havaianos.

I.5.1 Tipos de derrames basálticos

De acordo com Macdonald (1953) os derrames basálticos podem ser distinguidos, com

base nas feições de superfície e estruturas, em pahoehoe, ‘a‘a e lava em bloco.

Derrames pahoehoe são identificados por suas superfícies lisas, onduladas ou em corda

(FIG. 7A) e por uma estruturação interna dividida em crosta superior, núcleo e crosta inferior

(Macdonald 1953, Aubele et al. 1988). A dinâmica dos fluxos pahoehoe envolve inicialmente um

avanço na forma de lobos com pequena espessura, onde a crosta superior é rapidamente formada,

podendo ser posteriormente inflado se a superfície de base possuir baixa inclinação (Hon et al.

1994).

Os derrames ´a´a são caracterizados por topo e base escoriáceos, vesículas alongadas e

por reentrâncias das zonas escoriáceas na porção central maciça em função do avanço do derrame

(FIG. 7B; Macdonald 1953; Kilburn 1990). Derrames deste tipo são formados quando a lava é

transportada em canais abertos, em geral associada a altas taxas de erupção (Macdonald 1953;

Pinkerton & Sparks 1976, Rowland & Walker 1990).

Lavas em bloco possuem uma porção superior formada por fragmentos angulosos que

apresentam superfícies lisas e dimensões regulares, sendo os fragmentos freqüentemente

poliedrais (FIG. 8; Macdonald 1953). Lavas em bloco são geralmente formadas por magmas com

maior viscosidade, de composição andesítica, dacítica ou riolítica (Schmimcke 2004).

Figura 7 - Perfil esquemático e fotografia de derrames pahoehoe(A) e ´a´a (B). (

Fotografias Kilaueia

Observatory USGS)

Figura 8 - Lava em bloco do Campo Vulcânico de San Francisco, Arizona, E.U.A. (Fotografia de

Richard Harwood)

I.5.2 Interações entre lavas basálticas e sedimentos

A interação entre magmas e sedimentos pode gerar brechas vulcanoclásticas denominadas

de peperitos (White et al. 2000, Skilling et al. 2002) ou de brechas peperíticas (Cas & Wrigth

1997). Estas rochas são geradas em diversos ambientes onde magmatismo e sedimentação

ocorrem simultaneamente ou em locais onde o sedimento encontra-se inconsolidado ou

fracamente consolidado (FIG. 9) e podem estar associadas com seqüências sedimentares

marinhas ou lacustres afetadas por intrusões e em ambiente continental, relacionadas com

explosões freatomagmáticas em edifícios vulcânicos, associadas com derrames ou na base de

depósitos piroclásticos (Skilling et al. 2002).

Quando ocorrem associadas com lavas estas brechas são constituídas por componentes

sedimentares e ígneos e geralmente são geradas ao longo do contato entre os derrames e

sedimentos inconsolidados.

Figura 9 - Locais de interação entre magma e sedimentos e formação de peperitos: 1- associado

com intrusões, 2- dique alimentadores em condutos preenchidos com rochas vulcanoclásticas, 3-

intrusões parcialmente emergentes, 4- base de derrames, 5- margens de derrames invasivos e A-

na base de depósitos piroclásticos (modificado de White et al. 2000)

O termo peperito pode ser utilizado com uma conotação descritiva ou genética. Segundo

Cas & Wrigth (1997) o termo deve ser usado com cautela e de forma descritiva, devido às

diversas origens possíveis para depósitos ou rochas com texturas semelhantes. No entanto, outros

autores defendem o uso do termo com senso genético (Brooks et al. 1982, White et al. 2000,

Skilling et al. 2002). Segundo estes autores o termo peperito deve ser aplicado a rochas formadas

pela interação de magma com sedimentos úmidos e inconsolidados. Jerram & Stollhofen (2002)

utilizam o termo para rochas formadas pela mistura in situ de magma e sedimentos

inconsolidados ou pouco consolidados, não sendo necessária segundo estes autores, a presença de

água.

II MATERIAIS E MÉTODOS

Para elaboração da tese foi seguido o seguinte roteiro de trabalho:

aquisição/compilação de dados, trabalhos de campo, descrição das estruturas e estudos

petrográficos. Abaixo são descritos os procedimentos utilizados no desenvolvimento do

trabalho.

II.1 Etapa de aquisição/compilação de dados

A compilação envolveu a organização dos dados publicados e uma revisão

bibliográfica, de forma a reunir um conjunto de informações sobre a área e o tema de

trabalho. Esta etapa permitiu a comparação gradativa entre os dados previamente

reunidos com os dados coletados, permitindo definir a evolução do conhecimento sobre

o vulcanismo e a estruturação da FSG. Foram também compilados dados petrográficos,

diagnósticos de fácies e associações de fácies, bem como a sua caracterização

geoquímica. Nesta etapa foram realizadas fotointerpretações, na escala 1:60.000 e

1:25.000, visando a separação dos principais domínios litoestruturais. As fotografias

pertencem ao acervo do Instituto de Geociências - UFRGS e CPRM – Serviço

Geológico do Brasil.

II.2 Trabalhos de campo

Nas etapas iniciais de campo foram escolhidas áreas para a realização dos

trabalhos de detalhe. Os estudos sobre a morfologia, estruturação interna e feições de

superfície dos derrames pahoehoe se concentraram em cinco áreas. Os estudos

referentes aos peperitos foram realizados em quatro áreas (FIG. 10). Todos os

afloramentos foram localizados com aparelho GPS (Geographic Position System).

Os melhores afloramentos para a proposta do trabalho situam-se próximos as

zonas de topo e base do derrames, formadas por basaltos vesiculados e portanto, mais

propícias à alteração intempérica. Apesar desta característica, as técnicas utilizadas para

o reconhecimento das estruturas e texturas vulcânicas foram aperfeiçoadas ao longo dos

trabalhos de campo.

A escassez de boas exposições e a descontinuidade dos afloramentos dificultou a

realização de reconstruções em três dimensões do ambiente vulcânico na área estudada.

Entretanto os dados obtidos permitiram a construção de um modelo para estruturação

dos derrames e a reconstrução do ambiente de geração dos peperitos.

II.3 Estudos das estruturas

A descrição das estruturas de mega e meso escala foi realizada durante a etapa

de campo e complementada, as de meso escala, em laboratório.

A descrição mais detalhada das estruturas foi realizada em amostras de grande

dimensão que posteriormente foram serradas e, em alguns casos, polidas. Este

procedimento facilitou a descrição e a documentação fotográfica das estruturas (ver fig.

26, 29a, 30b e 31).

Figura 10 - Localização das áreas de estudo dos derrames e peperitos na porção oeste do

Paraná. A- Toledo (derrames e peperitos), B- Rio Quitéria (derrames), C- Ponte

Queimada (derrames), D-Missal (peperitos), E- Matelândia (derrames e peperitos), F-

Cascavel (derrames e G- Salto Caxias (peperitos).

II.4 Estudos petrográficos

Inicialmente foi realizada a descrição macroscópica das amostras com o objetivo

de selecionar as amostras para confecção de lâminas delgadas. A investigação

petrográfica envolveu o estudo de 42 amostras de rochas. Através da macroscopia e

microscopia, pode-se identificar os principais litotipos de rochas vulcânicas da área,

associando-se especialmente aos pontos locados nos mapas. Foram adquiridas

fotografias das amostras mais representativas. Como objetivos do estudo petrográfico

destacam-se a obtenção das características litológicas, minerais, texturas e estruturas.

Na amostragem dos derrames procurou-se, dentro do possível, a coleta de

amostras de derrames completos (porção basal, núcleo e porção superior) para

caracterizar o arranjo textural e a realização de estimativas visuais da abundância

relativa dos constituintes das amostras.

Nos peperitos foram coletadas amostras em vários pontos destes corpos para

descrição das texturas e determinação dos componentes ígneo e sedimentar. A ampla

variedade de texturas nestas rochas são associadas com as variáveis presentes no

processo de interação entre a lava e o sedimento (granulometria e grau de consolidação

do sedimento, quantidade de água presente, tipo do derrame de lava, entre outras).

II.5 Interpretação dos dados e comparação com outras províncias vulcânicas

Durante o desenvolvimento do trabalho foi notada a necessidade de integração

dos dados bibliográficos, referentes à terminologia utilizada em outras seqüências

vulcânicas, com os dados adquiridos neste estudo.

A terminologia utilizada na descrição dos tipos de derrames basálticos e das

estruturas relacionadas é fundamentada na investigação de fluxos de lavas ativos,

constatando-se um predomínio de expressões e definições cunhadas no Havaí. A grande

variedade de termos descritivos utilizados por diversos autores faz com que expressões

distintas sejam referidas para estruturas semelhantes.

No tratamento deste conjunto de dados visou-se a uniformização de uma

terminologia para ser aplicada na investigação dos derrames da FSG e, para evitar a

proliferação de termos e conceitos, a presente proposta utiliza expressões e definições

consagradas em outras províncias vulcânicas.

III PAHOEHOE FLOWS FROM THE CENTRAL PARANÁ CONTINENTAL FLOOD BASALTS

Pahoehoe flows from the central Paraná Continental Flood Basalts

Breno L. Waichel

, Evandro F. de Lima

, Romulo Lubachesky

, Carlos A. Sommer

1 Universidade Estadual do Oeste do Paraná – UNIOESTE, Rua Universitária 1619, 85819-110, Cascavel, Brazil

2 Universidade Federal do Rio Grande do Sul – UFRGS, Av. Bento Gonçalves, 9500, Porto Alegre, Brazil

* Corresponding author. Address: Universidade Estadual do Oeste do Paraná – UNIOESTE, Rua Universitária 1619,

85819-110, Cascavel, Paraná, Brazil. Telephone +55-45-324-3068. e-mail: [email protected]

(B. Waichel)

KEY WORDS: pahoehoe flows, flood basalts, inflation, central Paraná CFB

Abstract

Inflated and compound pahoehoe flows have been identified within the central Paraná

Continental Flood Basalts based upon their morphology, surface features and internal

zonation. Pahoehoe flow features have been studied at five localities in the western

portion of Paraná State, Brazil: Ponte Queimada, Toledo, Rio Quitéria, Matelândia and

Cascavel. We have interpreted the newly recognized flow features using concepts of

Hawaiian pahoehoe formation and emplacement that have been previously applied to

the Columbia River Basalt and Deccan Plateau. Surface features and/or internal

structure typical from pahoehoe lavas are observed in all studied areas and features like

inflation clefts, squeeze-ups, breakouts and P-type lobes with two levels of pipe vesicles

are indicative of inflation in these flows. The thinner, compound pahoehoe flows are

predominantly composed of P-type lobes probably emerged at the end of large inflated

flows on shallow slopes. The presence of vesicular cores in the majority of compound

lobes and the common occurrence of segregation structures suggests high water content

in the pahoehoe lavas from the central PCFB. More volcanological studies are necessary

to determinate the rheology of lavas and refine emplacement models.

1- Introduction

We describe and discuss the importance of pahoehoe flows from the central area

of Paraná Continental Flood Basalts (PCFB). The PCFB is located in central-eastern

South America and is part of Paraná-Etendeka Igneous Province. This province covers

an area of c. 1.5 x 10

in South America and Africa, with and estimated volume of

1.0 x 10

The emphasis of most previous research on the PCFB has been on geochemistry

and geochronology; studies focusing on the morphology and structures of the basalts are

scarce. The intense alteration of basalt flows produces deep soils, making it difficult to

find good outcrops. The best outcrops are located in quarries and road cuts, which favor

exposure of dense flow interiors, and make it difficult to find outcrops suitable to

describe flow morphology and structures.

Pahoehoe flows have been documented in lower part of Etendeka Igneous

Province-Namíbia (Jerram et al. 1999) and features printed onto the dune surface by

active pahoehoe flows are described by Scherer (2002) in sandstone in base of the

PCFB sequence.

This study is the first to document the occurrence of typical features of

compound pahoehoe flows in the upper portion of volcanic pile in the PCFB. It lays the

foundation for future studies that may seek to define the importance of this

emplacement mechanism in PCFB.

2- Geological setting

The PCFB covers an area of 1,300,000 km

in South America and study area is

located in the central area of PCFB (Fig. 10).

The PCFB is a succession of volcanic rocks with a maximum thickness of

approximately 1,700 meters, composed mostly by tholeiitic basalts and minor rhyolites

and rhyodacites in the upper portion (Melfi et al. 1988). The basalts are divided into two

groups on the basis of Ti contents, High Ti basalts-HTi (TiO

>2%) and Low Ti basalts-

LTi (TiO

<2%) (Bellieni et al. 1984, Mantovani et al. 1985).

Ar-Ar ages in PCFB samples range from 138 to 125 Ma, with a marked eruption

peak at 133-129 Ma (Renne et al. 1992; Turner et al. 1994; Milner et al. 1995).

Recently, the volcanic rocks have been sub-divided into six magma types on the

basis of major and trace elements abundance and/or ratios. The northern magmas are

Pitanga, Paranapanema and Ribeira types-Ti/Y>300 and the southern magmas are

Gramado and Esmeralda types- Ti/Y<300 (Peate et al.1992; Peate 1997). Locally HTi

lavas (Uburici type) occur in the south and are contemporaneous with the Gramado type

(Peate et al. 1999). In study area pahoehoe flows are tholeiites (Paranapanema type)

with 48 to 53 % SiO

Although some detailed chemical stratigraphy studies have been conducted,

maps of individual flows and studies of the morphology and structures of the basalts

have not been made, making specific flow correlation difficult or impossible.

Figure 11 - Map of Paraná Basin with study area in central Paraná Continental Flood

Basalts.

3- Emplacement of Continental Flood Basalts

Large igneous provinces (LIPs) are products of major magmatic events that

generate voluminous outpourings of dominantly tholeiitic basalt in intraplate settings.

LIPs include continental flood basalts (CFB), oceanic plateaus and some volcanic rifted

margins. CFB provinces produce huge lava flows in comparatively short periods of time

in continental settings (Self et al. 1998), and many workers linked CFB to the presence

of mantle plumes (Richards et al. 1989, White and McKenzie 1989).

The emplacement of CFB flows was originally explained by turbulent-flow

models requiring extremely high lava-supply rates (Shaw and Swanson 1970). Recent

studies propose a model involving inflation of flows with lower lava-supply rates (Hon

et al. 1994; Self et al. 1997, 1998). These models are based on recognition of inflated,

compound pahoehoe flows in some of the CFB, such Columbia River Basalts (CRB)

and the Deccan Volcanic Province (DVP). Walker (1971) suggested that high effusion

rates form simple flows, whereas low effusion rates tend to form compound flows. Both

simple and compound pahoehoe flows with distinctly different morphologies have been

documented in DVP (Bondre et al. 2004), suggesting that more than one emplacement

mechanism may have contributed to flow emplacement in CFB.

4- Description of the pahoehoe flows of the central PCFB

The identification of the pahoehoe flows in sequences of CFB has been

primarily based on the internal structure of the flows, and occasionally on exhumed

surface features. Surface flow structures are not commonly preserved or exposed in

older CFB and in PCFB are found in very few outcrops. Internal zonations are better

preserved; sub-divisions such as upper crust, dense core and lower crust are commonly

observed.

Five areas have been the focus of most of our studies: Ponte Queimada, Toledo,

Rio Quitéria, Matelândia and Cascavel (Fig. 12. Detailed description of these

occurrences confirms the existence of inflated compound pahoehoe flows in the central

area of PCFB. The study area is marked by discontinuous outcrops, and the schematic

profiles of these regions are made based on elevation data (Fig. 13) The main

characteristics of representative lobes from the study area are show in Table 3.

Figure 12 - Map showing study areas in west region of Paraná State. (A) Ponte

Queimada, (B) Toledo, (C) Matelândia, (D) Rio Quitéria and (E) Cascavel.

4.1 Terminology

We have adopted the concepts of flow emplacement and flow lobe terminology

proposed by Self et al. (1997), for two reasons: (1) simplicity and (2) ability to convey

the concepts relevant to the emplacement of CFB lava flows. The eruption products are

divided into: flow lobe, lava flow and flow field. These are used with caution when

applied to PCFB because it is not always possible to classify highly altered, partial

exposures with a great deal of certainty.

Flow Lobe.

Used to describe an individual package of lava that is surrounded by a

chilled crust. In study area, we were able to recognize S-type (spongy) and P-type (pipe

vesicle bearing) lobes (Wilmouth and Walker 1993) and the use of the term is restricted

to lobes up to 35m thick (e.g. Cascavel area, table 3) that can be easily delineated in

outcrops. Flow lobes in the central area of PCFB with surface pahoehoe features are

0.5-2m thick and internal zonation is best observed in flows with thickness varying

from 2 to 10 meters.

Area lobes Thickness

(m)

upper

crust (m)

Core

(m)

remarks

Ponte Queimada 4 [7]

7 - Squeeze-ups, horizontal

squeezes

3 [20] - 20 dense basalt, columnar jointing

2 4 2.2 1.8 Vesicular core, PV

1 3 - - multiple P-type lobes, ropes

Toledo 4 [12] - 12 dense basalt, columnar jointing

3 20 8 12 PV, vesicular core, three-tired

structure

2 4,3 2.8 1.5 PV, vesicular core, three-tired

structure

1 [5.2] 2.2 3 HVZ, vesicular core

Rio Quiteria 6 [2.5] - 2.5 Vesicular core, VS, C-S

5 6 3 3 Vesicular core, VS

4 [10] - 10 Vesicular core, VC

3 4 2.2 1.8 Vesicular core, PV

2 5 2.3 2.7 Vesicular core, VS, PV

1 [24] 15 14 dense basalt with flow-top

breccia

Matelandia 7 [0.4] - 0.4

6 0.7 0.3 0.3 Sheet lobe, three-tired structure

ropes

5 1.3 0.6 0.5 Sheet lobe, three-tired structure

ropes

4 [0.7] - - Hummocky flow

multiple P-type lobes

3 [27] - 27 dense basalt, columnar jointing

2 [3] - 3 Vesicular core, VC

1 [10] 2 8 Vesicular core, VS

Cascavel 2 [20] - 20 dense basalt, columnar jointing

1 34 12 22 squeeze-ups and HVZ in crust,

vesicular core

Table 3 - Representative flow lobes from study areas (see Fig. 3.3 for location of flow

lobes in schematic profiles). VC= vesicle cylinders, VS= vesicle sheets, C-S= cylinder

sheets, PV= pipe vesicles, HVZ= horizontal vesicular zones. Flow lobes with thickness

in square brackets are partially exposed.

Lava flow.

Used to describe the product of a single continuous outpouring of lava. In the

study areas, an estimative of the thickness of lava flows is often difficult to make

because of discontinuity in outcrops. Individual pahoehoe flows are often up to 70m

thick and are generally strongly compound on a local scale, similar to Hawaiian lavas

and flows from the DVP.

Figure 13- Schematic profiles from study areas. S-ups = Squeeze-ups, H-S = Horizontal

squeezes, R = Ropes, S = Slabby pahoehoe, HVZ = Horizontal vesicular zones, VS =

Vesicle sheets, VC = Vesicle cilinders, C-S = Cylinder sheet, C = covered, DO =

discontinuous outcrops. Elevation units are in meters. Numbered examples correspond to

descriptions in Table 3.

Flow field

. This is the aggregate product of a single eruption or vent and it is built up of

one or more lava flows. It is difficult or nearly impossible to differentiate the products

of a complex pahoehoe lava flow from that of a long lived flow field in the PCFB due to

lack of exposure and alteration of the rocks.

4.2 Surface features and internal structure of pahoehoe flows

Pahoehoe flows are most easily recognized by their distinctive millimeter- to

decimeter-scale surface textures and features. Ropes and other small-scale features

form when the flexible skin is deformed by motion of the lava (Fink and Fletcher 1978).

In the transition between pahoehoe to aa lava types, transitional forms occur like spiny,

toothpaste and slabby pahoehoe (Peterson and Tilling 1980, Rowland and Walker

1987). The internal structures within lava flows and lobes also provide clues to their

style of emplacement. Pahoehoe flows and lobes are characterized by a three-tiered

structure: vesicular upper crust, a dense core and a lower crust (Aubele et al. 1988).

Ponte Queimada area

Multiple flow lobes dominate the basal part of the profile in the Ponte Queimada

area (Fig. 13). The lowest part (20m thick) is very altered vesicular basalt and patches

of breccia; recognition of individual lobes is difficult. Overlying this part, P-type lobes

(0.5-1.0 thick) are intercalated with patches of breccia (Fig. 13). Ropy surfaces are

generally exposed both in situ (Fig. 14a) and on surfaces of fallen blocks (Fig. 14b,

14c). Despite the age and weathering of these flows; these features are very well

preserved.

Toothpaste and slabby pahoehoe are also present in the Ponte Queimada area.

These features are found in fallen blocks near the locality where ropy pahoehoe are

exposed in vertical section and mark changes in lava viscosity and local increase in

shear rate.

The fragmentation and immersion of ropy pahoehoe slabs into the flow interior

forms slabby pahoehoe. Large blocks show slabs with different dispositions and locally

the fragmentation process are observed in detail (Fig. 14d). This feature forms when the

crust is completely disrupts due to high rate of lava flow that is too great for the crust to

accommodate the shear strain plastically (Duraiswami et al. 2003).

The occurrence of these pahoehoe types can be related to the initial transition of

pahoehoe to aa lavas (Peterson and Tilling 1980, Rowland and Walker 1987),

nevertheless true aa lavas are not reported in central PCFB and this argues against this

hypothesis. Alternatively slabby pahoehoe patches within sheet flows can be generated

by breakouts from the fronts of inflated flow lobes (Hon et al. 1994) and are not

indicative of transition from pahoehoe to aa lavas, but related to local temporal change

in shear rate.

Lobes in the Ponte Queimada area display a three-tiered structure with a highly

vesicular upper crust, a vesicular core and a thin vesicular lower crust. Jointing is absent

in these lobes.

Figure 14 – Ponte Queimada area. (A) Ropes in vertical section, (B and C) Ropes on

horizontal surface, (D) Detail of the fragmentation process of slabs. Lens cap=55mm

Above the strongly compound lower section is a dense flow (20m thick) of

aphyric basalt exhibiting spaced and irregular columnar jointing. Many aspects of this

flow (thickness, dense rock, jointing style and absence of structures) highly contrast

with the underlying lobes. Segregation structures are absent in the core and the upper

portion is not exposed. The basal portion of the flow lacks pipe vesicles and rests on a

breccia layer without a chill margin. No fragments of the breccia were incorporated by

the flow suggesting that it moved over the breccia gently. This is not consistent with a

turbulent flow emplacement hypothesis.

Thinner, compound pahoehoe flows appear again in the central portion of the

section (Fig. 13a). P-type lobes predominate and pipe vesicles occurring at two different

levels are observed. Wilmouth and Walker (1993) infer that this feature is formed by

multiple lava injections and suggest endogenous growth. Similar features are described

by Bondre et al. (2004) in the DVP.

A partially exposed lobe with an upper vesicular crust (7m thick) occurs in the

upper portion of the profile. The upper part of the crust display several squeeze-ups of

brownish glassy basalt occupying the inflation clefts and patches of breccias. In the

lowermost part of the crust injections of lava have intruded horizontally; similar

features have been reported in the DVP (Duraiswani et al. 2001).

Toledo area

A schematic profile from the Toledo area is based on three isolated outcrops.

Two lava lobes and an inflated sheet flow compose the lower portion of the profile in

Toledo Quarry. In the basal lobe (lobe 1), only the upper crust and vesicular core are

exposed, whereas, the upper lobe (lobe 2) and sheet flow are complete (Fig. 13b).

Lobe 1 is 6m thick and based on the extent of upper and central zone the

presumed total thickness is 7-8 meters.

The upper crust displays an irregular pattern

with alternate vesicle-rich and vesicle-poor bands (horizontal vesicular zones-HVZ).

HVZ´s preserved in crust can be interpreted when the lobe is depressurized by sudden

breakouts and bubbles form inside the lobe (Hon et al. 1994). A second possibility is

that vesicular zones are the result of a more bubble-rich batch passing through the lobe

(Self et al. 1997), but the occurrence of thin lobes probably formed by breakouts in the

contact between lobe 1 and lobe 2 (descript below) suggests the first alternative. The

core is composed of basalt with small irregular vesicles and diktytaxitic texture.

The upper contact of lobe 1 is marked by coalescence of various small lobes

probably representing small surface breakouts (Fig. 15a). Thin glassy rinds delimit

individual lobes. Some lobes have vesicles distributed throughout the lobe (S-type lobe

from Walker 1989); others lobes contain pipe vesicles at the base, a dense interior and

more vesicular exteriors (Fig. 15b; P-type lobe from Wilmouth and Walker 1993). P-

type lobes are predominant, 10 to 40 cm thick and show an ellipsoidal form in vertical

section. P-type lobes were produced during the initial breakouts from highly pressurized

inflated flow fronts; as the breakouts continues, the lava becomes more vesiculated and

S-type were produced due to a drop in pressure (Hon et al. 1994).

Lobe 2 is approximately 4m thick and displays a three-tired structure: upper

crust, vesicular core and thin lower crust. The lower crust (average thickness of 20 cm)

shows a basal contact that is either nearly planar or undulating where it overlies

breakouts. In this latter case pipes vesicles are inclined in varying directions. The core is

composed of vesicular basalt. The vesicles are irregular in shape, millimeters in size,

and generally empty or partially filled by celadonite. In the central part of the core,

vesicles coalesced into large vesicles that rose forming “vertical irregular vesicles” (Fig.

15c). These vesicles originate by secondary vesiculation (second boiling). The irregular

shape and vertical orientation indicates that they rise during the later stages of

crystallization, after stagnation of flow and when little space is available in the crystal

framework for bubbles to rise. Vesicles in the upper crust (~2 m thick) show an increase

in size and decrease in number per unit area from top to bottom of the crust, similar to

observations by Cashman and Kauahikaua (1997) and Bondre et al. (2004).

The contact between lobe 2 and sheet flow has a large surface exposure in the

quarry and is marked by a layer (0.30-1.00 cm thick) composed by siltstone and patches

of peperitic breccia.

The P-type inflated sheet flow has a thickness of 20 m. The lower crust is thin

(~30 cm) and locally P-type toes were overrun by the P-type inflated sheet flow (Fig.

15d). The core is 12 m thick, composed by vesicular basalt without structures, rare thin

dikes (2-5 cm thick) of sediment occur in the core. In upper crust (~8m thick) vesicles

show an increase in size and decrease in number per unit area from top to bottom.

Matelândia area

In the Matelândia area, the lower and upper sections of the profile have clearly

recognizable features of pahoehoe lavas. They are separated by a thick dense flow (Fig.

13c).

Figure 15 –Toledo area. (A) Thin lobes with ellipsoidal form in vertical section,

probably formed by breakouts, (B) P-type and S-type lobes, (C) “Vertical irregular

vesicles” in core of lobe 2, (D) P-type toe overrun by a P-type inflated sheet flow.

Hammer=33cm, lens cap=55mm.

In the lower section the basal lobe is 10 m thick with a vesicular core (7m thick)

and an upper crust (3m thick). The core is composed by vesicular basalt and marked by

presence of segregation sheets. The segregation sheets are horizontally continuous in

extensive vertical section (reaching 50 m in length) and are made up of highly vesicular

basalt (Fig. 16a). The contacts between sheets and host basalt are always sharp and

thickness of individual sheets decreases upwards from about 20 to 1.0 cm, while the

number of sheets increases upwards. The upper crust is very altered and poorly exposed.

In the second lobe, only the core is exposed and is composed of vesicular basalt; a

horizontal exposure surface shows vesicle cylinders (Fig. 16b).

The central section is a dense core (27 m thick) constituted by aphyric basalt

displaying a spaced and irregular columnar jointing. Boreholes performed in the floor of

the quarry verify the existence of vesicular basalt (probably upper crust) nearly 1.0 m

below the ground.

The aphyric basalt from Matelândia is similar to other dense core exposed in

others studied areas (Fig. 13), but stratigraphic

correlation is not possible because the

discrepancy in altitude and discontinuity of the exposures. In the study area, apparently

the dense flows don’t have a great lateral extent in comparison with similar flows from

CRB (>100 km in length, Tolan et al. 1989) or DVP (80 km in length, Bondre et al.

2004). However more work in other areas coupled with petrography and chemical

studies are necessary to confirm any regional correlations.

In the upper portion of the profile P-type lobes overlain by two sheet lobes may

be observed (Fig. 13 and 16c). The basal part of upper section is composed by multiple

P-type lobes. Discerning individual lobes is difficult and observed contacts between

lobes are irregular and generally show high angles (30-45

). This characteristic confers

an undulating surface typical of a hummocky flow (Fig. 16c). Sheet lobes are 1.3 and

0.7 m in thickness, up to 50 m in length and display a planar top and a three-tired

structure. The basal crust is thin (15 cm in average) and exhibits pipe vesicles. Pipe

vesicles in a sheet lobe overlying the hummocky flow are inclined in different

directions. The geometry of the contact with underlying lobes depends primarily on the

microtopography on which the lobes were emplaced (Duraiswami et al. 2002) and the

undulating contacts suggest the presence of underlying hummocky flow. The core

constitutes about half of the lobe thickness, is composed of weakly vesicular basalt.

Vesicles in the upper crust of sheet lobes show an increase in size and decrease

in number per unit area from top to bottom and vesicle layering the lowermost part of

the upper crust.

Rio Quitéria area

The Rio Quitéria area has five pahoehoe lobes overlying a dense flow (Fig. 13d).

The dense flow that occurs in the lower section of the profile is 10 m thick and it is

composed of massive, aphyric basalt with irregular and spaced vertical jointing. A layer

of peperitic breccia (~15 m thick) with centimeter- to decimeter-size fragments of

vesicular basalt in a reddish sedimentary matrix overlie the dense flow.

The pahoehoe lobes are 4-10 m thick and usually exhibit a three-tired structure

with upper crust, vesicular core and thin basal crust. The upper crusts comprises nearly

a half of the thickness of the lobe and displays a typical vesicle pattern, with increase in

size and decrease in number per unit area from top to bottom.

Figure 16 –Matelandia area (A) Contact of vesicle sheet with host basalt, (B) Vesicle

cylinders in horizontal surface, (C) Photograph and drawing of a hummocky flow

composed by multiple thin P-type lobes overlaid by two sheet lobes.

Cores are composed of vesicular basalt with diktytaxitic texture commonly with

segregation structures, such as vesicle sheets and vesicle cylinders. The vesicles in cores

are irregular in shape, with size between 0.5 - 3.0mm and filled by celadonite (Fig. 17a).

The vesicle sheets are 10-20 cm thick and the contact with host rocks is sharp (Fig.

17b). Goff (1996) describes vesicle cylinders in Panorama Point basalt flow (Columbia

River) that end within a single horizontal vesicle vein to form “cylinder sheets” C-S

(Caroff et al. 2000). The upper limit of C-S is associated with horizontal cracks formed

as a result of thermal contraction associated with cooling; probably horizontal cracks act

as barrier to the ascending residual liquids forcing the horizontal movement.

Segregation structures similar to cylinder sheets are also found in Rio Quitéria lobes.

However, some vesicle cylinders do not end in horizontal vein but instead, continue

upwards (Fig. 18). Vesicle cylinders are common on horizontal exposures and can reach

10 cm in diameter. The basal crusts of these flows are thin (30 cm) and exhibit a near

planar basal contact with local pipe vesicles.

Figure 17 - Rio Quitéria area. (A) Irregular vesicles (0.5-3.0mm length) in vesicular

core, coin=1.7cm, (B) Vesicle sheet with sharp contact in lobe core. Hammer=33cm

Figure 18 - Rio Quitéria area. C-S type structure, showing part of vesicle cylinder

penetrating in direction of the top of the lobe. Hammer=33cm

Cascavel area

The schematic profile from the Cascavel area shows a 34 m thick pahoehoe lobe

at the base overlain by two dense flows (Fig. 13e). The pahoehoe lobe is the thickest

lobe from the study areas. The upper crust is 12 m thick and is divided into a highly

vesicular uppermost part (6 m thick) and a lower part composed of less vesicular basalt

(6 m thick).

In the upper part of upper crust, vertical squeeze-ups or lavas filling inflation

cracks (Fig. 19a) as well horizontal injections are quite common (Fig. 19b). Inflation

cracks are formed when continuous inflation causes an uplift of the brittle crust, thereby

producing a network of large and small cracks on the flow surface (Walker 1991, Hon et

al. 1994). Most of these cracks are later occupied by lava injections forming squeeze-

ups, filled by lava from the overlying flows or by sediments.

Patches of breccia or a thin layer of brownish glassy basalt marks the contact

with the overlying dense flow. Similar to the Ponte Queimada area, scouring of

substrate is not observed. Locally the breccia is uplifted forming features similar to

tumulis, reaching 2.0 m in height above the contact level with until 20 m in amplitude.

The dense flow overlies this uplifted breccia without scouring it.

The lower part of upper crust displays horizontal layers of increased vesicularity

(horizontal vesicular zones-HVZ). The HVZs are found in upper crusts and are

distinguished from vesicle sheets found in cores. The HVZs in this lobe are 5 to 20 cm

thick with gradational contacts. These probably result from fluctuations of pressure

and/or flux during active inflation (Hon et al. 1994, Cashmann and Kauahikaua 1997).

The core has a thickness of 22 m and is composed of vesicular basalt without

structures or jointing. Vesicles are irregular in shape with millimeter dimensions and

filled by celadonite.

The dense flows are made up of aphyric basalt with irregular columnar jointing.

These two flows are very similar but the upper flow displays rare gabroic veins and

vesicles. Similar gabroic veins, but of large size occur in southwest Paraná State.

Chemical composition of latter veins and host basalt are similar to segregation veins

found in CRB (Puffer and Horter 1993).

Figure 19- Cascavel area. (A) Squeeze-ups and (B) horizontal injections in upper crust

of pahoehoe lobe. Hammer=33cm

5. Emplacement of the flows

Compound pahoehoe flows

The flows and lobes from central PCFB display typical characteristics of

compound pahoehoe flows and provide evidence of formation by active inflation. These

lavas are similar to inflated pahoehoe flows from Hawaii (Hon et al. 1994), CRB

(Thordarson and Self 1998) and DVP (Bondre et al. 2004).

Macdonald (1953) observed that pahoehoe flows from Hawaii are produced by

long duration, low-effusion rate eruptions. Rowland and Walker (1990) estimated a

flow rate of < 5-10 m

/s for pahoehoe flows in Hawaii. Thordarson and Self (1998)

estimated flow rates of up to 4000 m

/s for the Rosa member of the CRB and suggested

that these higher eruption rates are not unreasonable given the potential lengths of the

fissures involved (Self et al. 1997).

Ropy textures occur in about 20-30% of the flow surfaces in Hawaii (Hon et al.

1994). Despite the low preservation potential of such features those found in the central

PCFB are very well preserved. The three-tired structure of pahoehoe flows: upper crust,

core and lower crust are common in lobes with thickness ranging from 0.5 to 34 meters.

The cores are generally composed by vesicular basalt with diktytaxitic texture attesting

the high residual water content in magma.

The predominance of P-type lobes in compound flows of study area can be

related to breakouts emerged from larger inflated sheet flows (Hon et al. 1994, 2003).

According to Wilmouth and Walker (1993) these lobes can be found in almost

anywhere in pahoehoe flow field, but is common in areas with shallow slopes (< 4

The P-type lobes have lower extrusion temperatures, higher density, degassed

outer glassy selvage and well-developed crystalline interior, as compared to S-type, and

this characteristic indicate that lavas that form P-type was a relatively long residence

enough to exsolve considerable vapor in lava distributor system before extrusion

(Wilmouth and Walker 1993, Oze and Winter, 2005). Alternatively, Hon et al. (1994)

suggest that P-type may represent pressurized lava containing more dissolved volatiles

that S-type, the dense outer crust of P-type increases the pressure dissolving pre-existing

bubbles back into the melt.

Segregation structures (vesicle cylinders and vesicle sheets) are found in many

pahoehoe flows from central PCFB and display a great variety in dimensions,

mineralogy, texture and bubble content. These structures are formed when differentiated

liquids flow from host basalt by gas filter-pressing (Anderson et al. 1984). According to

Goff (1996) basalt containing vesicle cylinders shows positive correlations among

increasing cylinder abundance, increasing lava porosity and increasing groundmass

crystal size and these features may suggest a unusually high water contents in the

magma.

Dense flows

The dense flows are present in five study areas and their occurrence is

independent of different stratigraphic level. All of these flows are composed of similar

aphyric basalt with irregular columnar jointing. The discontinuity between outcrops and

limited exposure (generally lacking the upper portion) makes it difficult to determine

emplacement mechanisms. Nevertheless in flows where the basal contacts are exposed

no evidence of scouring of the substrate has been observed. This characteristic argues

against an emplacement analogous to typical aa flows or a turbulent, high-discharge rate

emplacement (Shaw and Swanson 1970).

Each dense flow appears to be a single cooling unit and no evidence to indicate

the presence of multiple lobes has been observed directly. Possibly the dense flows may

constitute the core of large inflated flows and the thin P-type lobes are breakouts, but

more studies involving field work, textural analysis, geochemistry and possibly

anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) are needed understand whether the dense

flows are single flows or compound flows.

Eruption duration

The model for the formation of the internal divisions within an inflated

pahoehoe lobe provides the means to estimate the duration of the effusive activity that

fed the lobe (Self et al. 1997, see Fig. 13). Self et al. (1997) proposed that the boundary

between the upper crust and core marks the time when the flux of fresh lava into a lobe

ended and the fluid interior became stagnant. In four of the study areas (Toledo,

Matelândia, Rio Quitéria and Cascavel) an estimate of the eruption duration can be

made for lobes with complete internal structure preserved (Tab. 4). Estimating the

duration in Ponte Queimada is rendered difficult by the presence of highly compound

flows with numerous lobes and intense alteration.

An empirical equation

= 164.8

2 (1)

where

is time in hours and

is the thickness of the upper crust in meters (Hon et al.

1994, Self et al. 1998) is used to calculate the time of formation of upper crust.

The calculated time of formation of upper crusts in complete lobes from study

areas vary from hours to several months. The larger lobe calculated is from Cascavel

area with time formation of 33 months. This are indicative that the eruption of central

PCFB flows may take place over months or years, thus their effects on the environment

are attenuated. The eruption duration data presented here are preliminary and are

intended only to give an approximate duration, given the poor exposures and lack of

stratigraphic correlation. Estimating the duration for a greater area (including the entire

PCFB) will require many more detailed volcanological studies, along with a revaluation

of total volume of erupted lavas.

Area lobes Thickness upper crust (m) Time

Cascavel 1 12 33 M

Toledo 3 8 14.6 M

2 2 0.9 M

1 2.5 1.4 M

Rio Quitéria 3 3 2 M

2 2 0.9 M

1 2.5 1.4 M

Matelândia 2 0.3 0.6 h

1 0.6 2.5 h

Table 4- Calculation of emplacement time of individual lobes from the study areas.

M=months, h=hours. Lobes used are indicate by * in Figure 13.

Lava transport and heat loss

The emplacement of large flood basalts involving an occurrence of compound

pahoehoe flows requires efficient magma transport with small heat loss.

Efficient lava transport may occur through tube systems as in Hawaii (Hon et al.

1994, Keszthelyi 1995, Helz et al. 2003), in Italy-Mount Etna (Calvari and Pinkerton

1998) and the Canary Islands (Solana et al. 2004). Field data and calculations show that

Hawaiian lava tubes typically cool about ~1

C/km (Keszthelyi 1995, Cashman et al.

1994, Helz et al. 2003) and Ho and Cashman (1997) obtained cooling rates of 0.02-

0.04

C/km in the 500-km-long Ginkgo flow of CRB, consistent results with an efficient

lava transport resulting from a insulated flow beneath a thick crust. Nevertheless magma

distribution systems or tubes are difficult to identify in ancient CFB, and well-

developed tube systems have not been reported both in CRB and DVP (Self et al. 1997,

Bondre et al. 2004).

This work describes the occurrence of thin lobes formed by breakouts from large

inflated sheet flows (dense flows). This scenario requires a highly efficient transport

mechanism probably associated with tube systems (Swanson 1973, Self et al. 1998,

Kauahikaua et al. 2003), but true tubes are not recognized in study area.

Alternatively, sheet-like preferred pathways (Hon et al. 1994, Keszthelyi and

Self 1998) could have been responsible for the long-distance transport of lava.

Similarly, several emplacement units may have been fed simultaneously from different

fissure segments from long vent systems (Keszthelyi et al. 1999). Volcanological

studies in PCFB are just beginning and much more work is necessary before we can

expect to fully understand emplacement mechanisms.

6. Conclusions

The study area consist of flows which, in general, can not be correlated over

distances greater than 50 km; suggesting that flows in central PCFB are minor in length

in comparison with CRB and DVP flows. This characteristic might be related to

occurrence of highly compound pahoehoe flows and location of study area in relation to

vents. However limitations like a lack of unique chemical and physical features in flows

and limited exposure may currently be preventing more widespread correlation of flows.

Surface features and/or internal structures typical from pahoehoe lavas are

observed in the study areas and features like inflation cracks, squeeze-ups and breakouts

are indicative of inflation in these flows.

The predominance of P-type lobes in compound pahoehoe flows can be related

to breakouts emerged from larger inflated sheet flows. The characteristics of these

lobes, as compared to S-type, are indicate that lavas that form P-type was a relatively

long residence enough to exsolve considerable vapor in lava distributor system before

extrusion (Wilmouth and Walker 1993, Oze and Winter, 2005).

The nature of dense flows is obscured by the poor exposure and absence of

distinctive internal structures. Observed basal contacts do not show a scouring of

substrate and argue against a turbulent flow eruption model. Possibly the dense flows

may constitute the core of large inflated flows and the compound pahoehoe flows are

thin lobes (breakouts) at the end of large flows. More studies involving field work,

textural analysis and geochemistry are needed to confirm this hypothesis.

The existence of compound pahoehoe flows and dense flows in study area

requires an efficient magma transport with small heat loss. Tube systems or sheet-like

preferred pathways could have been responsible for the long-distance transport of lava,

but related structures are not recognized in study area.

The cores of lobes of compound flows are composed of vesicular basalt with

diktytaxitic texture. The common occurrence of segregation structures suggests high

residual water content in the inflated pahoehoe lavas from the central PCFB. More

volcanological studies are necessary to better determine the rheology of lavas and refine

emplacement models.

Acknowledgements

We thank S. Self, N. Bondre, K. Hon and C. Solana for their valuable comments and

constructive reviews.

References

Anderson AT, Swihart GH., Artioli G, Geiger CA (1984) Segregations vesicles, gas

filter-pressing and igneous differentiation. J. Geol. 92: 55-72.

Aubele JC, Crumpler LS, Elston WE (1988) Vesicle zonation and vertical structure of

basalt flows. J. Volcanol. Geotherm. Res. 35: 349-374.

Bellieni G, Comin-Chiaramonti P, Marques LS, Melfi AJ, Piccirillo EM, Nardy AJR,

Roisenberg A (1984) High- and Low Ti flood basalts from the Paraná plateau (Brazil):

Petrogenetic and geochemical aspects bearing on their mantle origin. Neues. Jahrb.

Mineral. Abh. 150: 272-306.

Bondre NR, Duraiswami A, Dole G (2004) Morphology and emplacement of flows

from the Deccan Volcanic Province, India. Bull Volcanol 66: 29-45.

Calvari S, Pinkerton H (1998) Formation of lava tubes and extensive flow-field during

the 1991-1993 eruption of Mount Etna. J. Geophys. Res. 103: 27291-27301.

Caroff M, Maury RC, Cotton J, Clément JP (2000) Segregation structures in vapor-

differentiated basaltic flows. Bull Volcanol. 62: 171-187.

Cashman KV, Mangan MT, Newman S (1994) Surface degassing and modifications to

vesicle size distributions in active basalt flow. J. Volcanol. Geotherm. Res. 61: 45-68.

Cashman KV, Kauahikaua JP (1997) Reevaluation of vesicle distributions in basaltic

lava flows. Geology 25 419-422.

Cashman KV, Thornber C, Kauahikau, JP (1999) Cooling and cristalization of lava in

open channels and the transition of pahoehoe lava to aa. Bull Volcanol. 61: 306-323.

Duraiswami, RA, Bondre, N, Dole G, Phadnis VM, Kale, VS (2001) Tumuli and

associated features from the western Deccan Volcanic Province, India. Bull. Volcanol.

63: 435-442.

Duraiswami, RA, Bondre N, Dole G (2002) Morphology and structure of flow-lobe

tumuli from Puni e Dhule areas, western Deccan Volcanic Province. J. Geol. Soc. India

60: 57-65.

Duraiswami, RA, Dole G, Bondre N (2003) Slabby pahoehoe from the western Deccan

Volcanic Province: evidence for incipient pahoehoe-aa transitions. J. Volcanol.

Geotherm. Res. 121: 195-217.

Fink JH, Fletcher RC (1978) Ropy pahoehoe surface folding of a viscous fluid. J.

Volcanol. Geotherm. Res. 4: 151-170.

Goff F (1996) Vesicle cylinders in vapor-differentiated basalt flows. J. Volcanol.

Geotherm. Res. 71: 167-185.

Helz R T, Heliker C, Hon K, Mangan M (2003) Thermal efficiency of lava tubes in the

Pu‘u ‘O‘o-Kupaianaha eruption. U.S Geol. Survey Prof. Paper 1676, p. 105-120.

Ho AM, Cashman KV (1997) Temperature constraints on the Ginkgo flow of the

Columbia River Basalt Group. Geology 25: 403-406.

Hon K, Kauahikaua J, Denlinger R, Mackay K (1994) Emplacement and inflation of

pahoehoe sheet flows: Observations and measurements of active lava flows on Kilauea

Volcano, Hawaii. Geol. Soc. Am. Bull. 106: 351-370.

Hon K, Gansecki C, Kauahikaua J (2003) The transition from ‘a’a to pahoehoe crust on

flows emplaced during the Pu‘u ‘O‘o-Kupaianaha eruption. U.S Geol. Survey Prof.

Paper 1676, p. 89-103.

Jerram D, Mountney N, Holzforster F, Stollhofen H (1999) Internal stratigraphyc

relationships in the Etendeka Group in the Huab Basin, NW Namibia: understanding the

onset of flood volcanism. J. Geodynam. 28: 393-418.

Kauahikaua J, Sherrod DR, Cashman KV, Heliker C, Hon K, Mattox TN, Johnson J

(2003) Hawaian lava-flow dynamics during the Pu‘u ‘O‘o-Kupaianaha eruption: A tale

of two decades. U.S Geol. Survey Prof. Paper 1676, p. 63-88.

Keszthelyi L (1995) A preliminary thermal budget for lava tubes on the Earth and

planets. J. Geophys. Res. 100: 20411-20420.

Keszthelyi L, Self S (1998) Some physical requirements for the emplacement of long

basaltic lava flows. J. Geophys. Res. 103: 27447-27464.

Keszthelyi L, Self S, Thordarson T (1999) Application of recent studies on the

emplacement of basaltic lava flows to the Deccan Traps. In: Subbarao KV (ed) Deccan

flood basalts. Mem. Geol. Soc. India 10: 485-520.

Macdonald GA (1953) Pahoehoe, aa and block lava. Am. J. Sci. 251: 169-191.

Mantovani MSM, Marques, LS, De Sousa MA , Civetta L, Atalla L, Innocenti F (1985)

Trace element and strontium isotope constraints on the origin and evolution of Paraná

continental flood basalts of Santa Catarina State, southern Brazil. J. Petrol., 26: 187-

209.

Melfi AJ, Piccirillo EM, Nardy AJR (1988) Geological and magmatic aspects of the

Paraná Basin an introduction. In: Piccirillo EM, Melfi AJ (eds.) The Mezosoic Flood

Volcanism of tha Paraná Basin: Petrogenetic and Geophysical Aspects. IAG-USP 1-13.

Milner SC, Duncan AR, Whittingham AM, Ewart A (1995) Trans-Atlantic correlation

of eruptive sequences and individual silicic volcanic units within the Paraná-Etendeka

igneous province. J. Volcanol. Geotherm. Res. 69: 137-157.

Oze C, Winter, JD (2005) The occurrence, vesiculation and solidification of dense blue

glassy pahoehoe. J. Volcanol. Geotherm. Res.142: 285-301.

Peate DW (1997) The Paraná-Etendeka Province. In: Mahoney JJ, Coffin M (eds.)

Large Igneous Provinces, Am. Geophys. Union Geophys. Monogr. 100: 217-245

Peate DW, Hawkeswort CJ, Mantovani MSM (1992) Chemical stratigraphy of the

Paraná lavas (South America): classification of magma types and their spatial

distribution. Bull. Volcanol. 55: 119-139.

Peate DW, Hawkeswort CJ, Mantovani MSM, Rogers NW, Turner SP (1999)

Petrogenesis and stratigraphy of the high-Ti/Y Urubici magma type in the Paraná flood

basalt province and implications for the nature of Dupal-type mantle in the South

Atlantic region. J. Petrol 40: 451-473.

Peterson DW, Tilling RI (1980) Transition of basaltic lava from pahoehoe to aa,

Kilauea Volcano, Hawaii: field observations and key factors. J. Volcanol. Geotherm.

Res. 7: 271-293.

Puffer JH, Horter DL (1993) Origin of pegmatitic segregation veins within flood

basalts. Geol. Soc. of Am. Bull. 105: 738-748.

Renne PR, Ernesto M, Pacca IG, Coe RS, Glen JM, Prévot M, Perrin M (1992) The age

of Paraná flood volcanism, rifting of Gondwanaland and the Jurassic-Cretaceous

boundary. Science 258: 975-979.

Richards, MA, Duncan RA, Coutillot V (1989) Flood basalts and hot spot tracks: plume

head and tails. Science 246:103-107.

Rowland, SK, Walker GPL (1987) Toothpaste lava: characteristics and origin of a lava-

structural type transitional between pahoehoe and aa. Bull. Volcanol. 49: 631-641.

Rowland, SK, Walker GPL (1990) Pahoehoe and aa in Hawaii: volumetric flow rate

controls the lava structure. Bull. Volcanol. 52: 615-628.

Scherer CMS (2002) Preservation of Aeolian genetic units by lava flows in the Lower

Cretaceous of the Paraná Basin, southern Brazil. Sedimentology 49: 97-116.

Self S, Thordarson T, Keszthelyi L (1997) Emplacement of continental flood basalts

flows. In: Mahoney JJ, Coffin M (eds.) Large Igneous Provinces, Am. Geophys. Union

Geophys. Monogr. 100: 381-410.

Self S, Keszthelyi L, Thordarson T (1998) The importance of pahoehoe. Annu. Rev.

Earth Planet. Sci. 26: 81-110.

Shaw H, Swanson D , (1970) Eruption and flow rates of flood basalts. Proc. Second

Columbia River Basalt Symp., East Washington State College Press, Cheney, pp. 271-

299.

Solana MC, Kilburn CRJ, Rodrigues Badiola E, Aparicio A (2004) Fast emplacement of

extensive pahoehoe flow-fields: the case of the 1736 flows from Montanã de las

Nueces, Lanzarote. J. Volcanol. Geotherm. Res. 132:189-207.

Swanson DA (1973) Pahoehoe flows from the 1969-1971 Mna Ulu eruption, Kilauea

Volcano, Hawaii. Geol. Soc. Am. Bull. 84: 615-626.

Thordason T, Self S (1998) The Roza member, Columbia River Basalt Group: a

gigantic pahoehoe lava flow field formed by endogenous processes? J. Geophys. Res.

103: 27411-27445.

Tolan TL, Reidel SP, Beeson MH, Anderson JL, Fecht KR, Swanson DA (1989)

Revisions to the estimative of the areal extent and volume of the Columbia River Basalt

Group. Volcanism and tectonism in the Columbia River Flood Basalt Province, Reidel

S.P. and Hooper P.R. (eds.), Spec. Pap. Geol. Soc. Am. 239: 1-20.

Turner S, Regelous M, Kelley S, Hawkeswort CJ, Mantovani MSM (1994) Magmatism

and continental break-up in the South atlantic: high precision 40Ar/39Ar

geochronology. Earth Planet. Sci. Lett. 121: 333-348.

Walker GPL (1971) Compound and simple lava flows and flood basalts. Bull.

Volcanol. 35: 579-590.

Walker GPL (1987) Pipe vesicles in hawaiian basaltic lavas: their origin and potential

as paleoslope indications. Geology 15: 84-87.

Walker GPL (1989) Spongy pahoehoe in Hawaii: A study of vesicle-distribution

patterns in basalt and their significance. Bull. Volcanol. 51: 199-209.

Walker GPL (1991) Structure and origin by injection of lava under surface crust, of

tumuli, “lava rises”, “lava-rise pits”, and “lava-inflation clefts” in Hawaii. Bull.

Volcanol. 53: 546-558.

White RS, McKenzie DA (1989) Magmatism at rift zones: the generation of volcanic

continental margins and flood basalts. J. Geophys. Res. 94: 7685-7729.

Wilmouth RA, Walker GPL (1993) P-Type and S-type pahoehoe: a study of vesicle

distribution patterns in Hawaiian lava flows. J. Volcanol. Geotherm. Res. 55: 129-142.

IV PEPERITE FORMED BY LAVA FLOWS OVER SEDIMENTS: AN EXAMPLE FROM THE

CENTRAL

PARANÁ CONTINENTAL FLOOD BASALTS, BRAZIL.

Peperite formed by lava flows over sediments: an example from the central

Paraná Continental Flood Basalts, Brazil.

Breno L. Waichel

, Evandro F. de Lima

, Carlos A. Sommer

, Romulo Lubachesky

1 Universidade Estadual do Oeste do Paraná (UNIOESTE), Rua Universitária 1619,

Cx.P. 701, CEP 85819-110, Cascavel, PR, Brazil

2 Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS), Av.

Bento Gonçalves, 9500, Cx.P. 15001, CEP 91501-970, Porto Alegre, RS, Brazil

Abstract

Pahoehoe flows interbedded with sediments have been identified in the superior portion

of Paraná Continental Flood Basalts (PCFB), west portion of Paraná State, southern

Brazil. In study area peperite are generated by interaction between lava flows and wet

lacustrine sediments (silt and clay). Evidence that the sediments were unconsolidated or

poorly consolidated and wet when the lava flowed over them, includes vesiculated

sediment, sediment in vesicles and fractures in lava flow and in juvenile clasts in the

peperite and soft sediment deformation. Hydrodynamic mingling of lava and wet

sediments (coarse mingling) is predominant and volcanic rocks and textures related to

explosive phase of MFCI are not observed in study area. Locally centimeter-sized areas

display direct contact between ash-sized juvenile clasts and sediments formed by

collapse of vapor film. The textures of fluidal peperites in central PCFB indicate that the

relevant factors that led to a coarse mingling between lava/sediment are: (1) lava

properties (low viscosity) (2) fine grained, unconsolidated or poorly consolidated wet

sediment and (3) a single episode of interaction between lava flows and sediment.

Keywords:

Peperite, lava flow-sediment interaction, coarse mingling, subaerial

volcanism, Paraná CFB.

1- Introduction

The term peperite can be used in a descriptive or genetic sense. De Goër et al.

(1998) argues against the genetic use and according to Cas and Wright (1997) the term

should be used with care and in a non-genetic, descriptive sense only, because of the

diverse possible origins of deposits with peperitic textures and suggest a less genetic

term “peperitic breccia”. Brooks et al. (1982), White et al. (2000) and Skilling et al.

(2002) defend the use of the term peperite in a genetic sense. In this paper, because of

the possibility of distinguishing between peperites and other breccia-like rocks, we use

the term in a genetic sense, as defined by White et al. (2000):

Peperite (n): a genetic

term applied to a rock formed essentially in situ by disintegration of magma intruding

and mingling with unconsolidated or poorly consolidated, typically wet sediments. The

term also refers to similar mixtures generated by the same processes operating at the

contacts of lavas and hot pyroclastic flow deposits with such sediments.

Peperites are commonly associated with intrusions in submarine sedimentary

sequences (Brooks et al. 1982, Busby-Spera and White 1987, Goto and McPhie 1996,

Doyle 2000, Dadd and Van Wagoner 2002, Kano 2002), lacustrine successions (Cas et

al. 2001) and associated with lavas (Schmincke 1967, Rawlings et al. 1999, Jerram and

Stollhofen 2002) and at the base of pyroclastic flow deposits (Leat 1985, Branney 1986)

in subaerial successions.

The magma involved in formation of peperites can have a broad chemical

variation, from basaltic to rhyolitic compositions (Skilling et al. 2002 and references

therein) and sediments can vary from fine to coarse-grained (Busby-Spera and White

1987, Lorenz 1984, Squire and McPhie 2002).

This paper describes textures from peperites formed by pahoehoe lavas that

flowed over wet lacustrine sediments (silt and clay) in the central Paraná Continental

Flood Basalts (PCFB), and discusses the mechanisms involved.

2- Geological setting

The Paraná-Etendeka Igneous Province covers an area of c. 1.2 x 10

South America and Africa, with and estimated volume of 1.0 x 10

. This province

is spatially and temporally associated with the break-up of Gondwana and the opening

of the South Atlantic in the early Cretaceous. Ar-Ar ages in PCFB samples range from

About 95% of the Paraná-Etendeka Igneous Province is located in South

America, covering an area of 1,000,000 km

in Brazil, Paraguay, Argentina and

Uruguay. The study region is located in the central area of the PCFB, in the western

portion of Paraná State, Southern Brazil (Fig. 19).

The Serra Geral Formation of the PCFB is a succession of volcanic rocks with

the maximum thickness of approximately 1,700 meters, composed mostly of tholeiitic

basalts, with minor rhyolites and rhyodacites in the upper portion (Melfi et al. 1988).

The basalts are divided into two groups on the basis of Ti contents; High Ti basalts (Hti,

with TiO

>2%) and Low Ti basalts (Lti, with TiO

<2%) (Bellieni et al. 1984,

Mantovani et al. 1985).

Peate et al. (1992) and Peate (1997) sub-divided the volcanic rocks into six

magma types on the basis of major and trace elements abundance and/or ratios. The

northern magmas are termed the Pitanga, Paranapanema and Ribeira types (Ti/Y>300)

and the southern magmas are Gramado and Esmeralda types (Ti/Y<300). Locally HTi

lavas (Uburici type) occur in the south and are contemporaneous with the Gramado type

(Peate et al. 1999). In study area pahoehoe flows are tholeiites (Paranapanema type)

with 48 to 53 % SiO

The sedimentary rocks interbedded with lava flows and as host sediment to

peperite in the study area are siltstones. Siltstones beds are lenticular (0.2-1 m thick) or

thin layers up to 1.5 m thick. The contact with underlying lava flows is undulated, with

sediments filling the irregularities generated in the surface of lava lobes. In some

outcrops sediments fill fractures (inflation clefts) formed in the top of the flows.

Siltstone beds are massive or show planar bedding (1-3 cm thick). Bedding is

normal graded with silt at the base and clay in the top. The siltstones are composed

predominantly of quartz grains, with subordinate feldspar grains, clay and mica plates.

The silt grains vary from angular to sub-rounded and the deposition probably occurred

in a lacustrine environment, that was established in a brief period of quiescence in

volcanism.

Figure 20 - Simplified geological map of Paraná Basin showing the Paraná flood basalts

and the study area.

Pahoehoe flows have been identified within the central Paraná CFB based upon

their morphology, surface features and internal zonation. Pahoehoe flows vary from

compound flows, constituted by multiple thin lobes (0.5-2.0 m thick) until more thick

lobes up to 35 m thicknesses. Surface features (e.g. ropes) and/or internal structure

typical of pahoehoe lavas like inflation clefts, squeeze-ups, breakouts and P-type lobes

with two levels of pipe vesicles are indicative of inflation in these flows. The pahoehoe

flows are predominantly composed of P-type lobes formed by a long-lived, low rate

eruption on shallow slopes. The presence of vesicular cores with diktytaxitic texture in

the majority of lobes and the common occurrence of segregation structures suggest high

volatile content in these lavas (Waichel et al. 2006).

3- Description of peperite

Peperites occur in many outcrops in central PCFB and four areas have been the

focus of most of our studies: Toledo, Missal, Matelândia and Salto Caxias (Fig. 21)

Peperite domains in the study area can be divided in two types:

- Type 1: lenticular or dome form, with thickness up to 4 m and extent up to

80m. This type is probably formed when thin lava flows (up to 5 m thick)

interact with wet sediments that fill ponds generated in surface of underlying

flows (Fig. 22a).

- Type 2: Layers with variable thickness (0.30-1.5 m) formed when thicker

lavas (20-30m) flow over sediments. The interaction resulted in a variety of

peperite types and structures in the upper part and on the surface of the

sediment layer (Fig. 22b).

Figure 21 - Map with the location of principal occurrences of peperite in west portion of

Paraná State, Southern Brazil. 1- Toledo, 2- Missal, 3- Matelândia and 4- Salto Caxias.

Based on the relative proportions of host sediment and juvenile clasts, peperites

have been described as closed-packed or dispersed (Hanson and Wilson 1993). In

domains of type 1, peperite is generally closed-packed.

The interaction between lava and host sediment is variable in peperite domains

of type 2. In some localities, the mingling process is more efficient forming thick

peperites (1.0-1.5 m). In these zones, closed-packed peperite (Fig. 23a) can be observed

near the upper limit that grades to dispersed peperite in the interior of the sediment

layer. In dispersed peperite the juvenile clasts have amaeboidal margins, vesicles filled

with sediments and display a rough layering as a result of alignment of juvenile clasts

formed during interaction between thin lava lobes and sediment (Fig. 23b). Unstable

interfaces in fine-grained wet sediments and sediment fluidization facilities the

introduction of lobes of lava and development of complex structures and textures

(Kokelaar 1982, Hanson and Hargrove 1990).

Locally lava flowing over the sediment surface generated features recording

motion of the lava, but no mingling occurred. The advance of lava like a sheet flow

print grooves on the surface of sediment (Fig 24). The convex side of the marks

indicates palaeoflow direction of the lava. In Toledo quarry the orientation of the marks

(n = 5, N020

E to N080

E) indicates that the upper lava flow was flowing towards NE.

Figure 22 - Diagrams showing the formation of peperite in domain 1 (A) and domain 2

(B). (C) Schematic illustration of internal structures in peperite areas of domain 2.

Figure 23 - (A) Closed-packed and (B) dispersed peperite in type 2 peperite domains.

Hammer = 33cm, scale=5 cm.

Figure 24 - Marks

generated by advance of lava flows in surface of sediment layer in

Toledo quarry. Flow direction is left to right. Hammer = 33cm.

The variations in interaction observed can be related to two factors. The first

factor is the original geometry of the sediment layer. The sediments are deposited over

irregular flow tops and the ancient surface controls the geometry of the beds. In

depressed areas the sediments accumulate more water and the mingling process was

more efficient resulting in thicker peperites. In others areas the sediment was dry and

partially consolidated and lava only flow over generating marks, that are the mould of

the base of advancing lava flow. The second factor is related to the lava flow velocity

and slopes of ancient surface. In a subaerial volcanism the energy necessary to

hydrodynamic mingling is provided by lava moving over the sediments. Greater slopes

will generate more energy which will foster a coarse mingling process and the

generation of thicker peperite layers.

Host sediment

Sediments involved in peperite formation are dominantly silt composed of grains

of quartz, feldspar and mica (biotite) and minor clay. Sediments exhibit a sub-planar to

planar lamination with internal gradation that is deformed in proximities of contacts

with peperite domains (Fig. 25a). In portions not disturbed mica plates and clay are

aligned and mark the lamination, in the proximities of lava bodies mica plates show a

random orientation caused by fluidization in host sediment (Fig. 25b).

Evidence that the host sediments were unconsolidated or poorly consolidated

and wet when lava flowed over; include vesiculated sediment, sediment in vesicles and

fractures in the lava flow and in juvenile clasts in peperite and soft sediment

deformation in peperite domain (Fig. 26).

Figure 25 - (A) Sedimentary structures deformed in the proximity of juvenile igneous

clast (left side). (B) Random orientation of mica plate, interpreted as due to sediment

fluidization during peperite generation. Q= quartz, P= plagioclase, M= mica (biotite).

Figure 26 - Soft deformation of sedimentary structures in peperite domains. Lamination

in sediment (S-light area in central portion) is deformed during interaction of lava and

host sediment. B=basalt fragments.

Vesiculation of the sediments and soft sediment deformation are generally

observed in sediment domains engulfed by lava (Fig. 27a). In these areas the sediments

have been clearly baked hard. Nevertheless, textures related to recrystallization by

contact metamorphism were not observed in thin-section. Near large fragments of

sediment fractures of host basalt are filled by sediment (Fig. 27b). Fluidized sediment

infills fractures in the overlying lava flows for up to 10m above the basal contact, in

domain type 2 peperite.

Figure 27 - (A) Vesicles in sediment domain (lighter color) engulfed by lava. Note

vesicles filled with sediment in basalt (left bottom) (B) sediments filling fractures in

basalt. B=basalt, S=sediment. Hammer=33cm.

Juvenile clasts

Juvenile clasts in peperite commonly have vesicles and cracks filled with

sediments (Fig. 28a, b) and show a broad range in size varying to sub-millimeter to

decimeter. Large clasts (centimeter to decimeter-size) generally have fluidal margins

and are vesicular (Fig. 29a); smaller clasts (sub to millimeter-size) have sub-rounded to

angular margins and some clasts show quenched rims (Fig. 29b).

Juvenile clasts are composed of lath-shaped plagioclase with minor pyroxene

and olivine set in a glassy matrix. Glomeroporphyritic texture and swallow-tale

plagioclase laths are often observed.

The vesicularity of juvenile clasts is variable. Large vesicles generally occur in

the central part of large clasts and locally they are stretched indicating plastic

deformation during emplacement, before complete cooling. The disruption of large

fluidal juvenile clasts in minor ones is related to fragmentation in a ductile regime, this

is a common structure in peperite in the study area.

Figure 28 - (A) Vesicles filled with sediment in an igneous clast (scale=2cm). (B)

Photomicrography showing sediment (lighter) filling cracks in an igneous clast (dark).

Figure 29 - (A) Large juvenile clasts showing fluidal margins and vesicles. (B)

Photomicrography of minor juvenile clast with irregular margins and quenched rims.

Figure 29 - (A) Large juvenile clasts showing fluidal margins and vesicles. (B)

Photomicrography of minor juvenile clast with irregular margins and quenched rims.

When the lava flowed over the sediments a lava tongue intrude the sediment and

was disrupted in large juvenile clasts. During the coarse mingling these large juvenile

clasts are fragmented in minor ones and some phases of this process are observed in a

single peperite domain (Fig. 30a). The process starts with interaction between a large

juvenile clast and sediment (Stage 1). In stage 2, movements inside the peperite domain

lead to a creation of a local stress field in the central portion of the large juvenile clast

(traced zone). Growth and coalescence of vesicles are observed in the two extremities of

the large clast and reentrances of the peperite are observed on the borders (Fig.30a). In

central zone of the large juvenile clast the growing of vesicles are inhibited and

elongated vesicles are present in the transition of the central zone to extremities of the

juvenile clast. In stage 3 large juvenile clast was disrupted in various minor juvenile

clasts. The stage 4 shows the separation of new formed clasts. In outcrops, examples of

these various stages can be observed and the figure 30b shows the stage 2.

Deformed vesicles indicate that the vesiculation process is active during the

disruption of major juvenile clast. Local stress fields have importance in vesicle

morphology and probably cause the inhibition in the growing of the vesicles in central

zone of major clast.

Near the margins of some large fluidal juvenile clasts occur a complex mixture

of ash-sized juvenile clasts and sediments. Clasts are vitreous and display planar to

curve-planar margins (Fig. 31). This structure can be related to local instability and

collapse of vapor films inducing a direct contact between juvenile clasts and sediments.

The fragmentation of magma can be due to process like small steam explosion or

quench fragmentation.

Figure 30 - (A) Schematic illustrations of fragmentation process of a large basaltic clast

in peperite domain. (B) Photograph of a sample showing a frozen clast in the stage 2 of

the process.

Figure 31 - Margin of large juvenile clast showing complex mixture between sediment

and small igneous fragments generated by collapse of vapor films and direct contact

between juvenile clasts and sediments. Scale = 2cm.

4 Discussion

The occurrence of lacustrine sediments, the interaction of lava flows with wet

sediments and formation of peperite in study area are indicators of the

palaeoenvironment during the effusion of central PCFB.

Lava-sediment interactions in dry depositional setting in basal portion of Paraná-

Etendeka Igneous Province (Huab Basin, NW Namibia) are reported by Jerram and

Stollhofen (2002). In PCFB breccia-like rocks formed by interaction between lava and

underlying aeolian sediments (Botucatu Formation) in the base of volcanic pile are

described by Petry et al. (2002).

The characteristics of the sediments in the study area indicate that climate

changed from a desert at the basal portion of PCFB to a wet climate at the upper

portion. In this phase intervals of quiescence in volcanism are marked by deposition of

sediments in ponds established over the lava flows. According to Jerram and

Widdowson (2005) these periods of quiescence occur at different times at different

places in continental flood provinces and these hiatuses typically occur over periods of

10-10

years.

The reactivation of volcanic eruptions and extrusion of pahoehoe lava flows over

fine-grained, unconsolidated or poorly consolidated and wet sediment promotes the

interaction lava-sediment and formation of peperites.

Busby-Spera and White (1987) recognized two main textural types of peperite:

fluidal and blocky peperite. The same authors suggest that fluidal peperites are more

likely to develop when host sediments are fine-grained, well sorted and loosely packed.

In these cases, sediment is more easily fluidized and vapor films can be maintained for

more time at the magma-sediment interface and facilitate the disruption of magma and

mixing of components.

Goto and McPhie (1996) described amoeboid apophyses to fluidal juvenile

clasts in coarse grained and poorly sorted host sediments and concluded that other

factors like magma viscosity and mode of emplacement of magma affect the peperite

formation. According these authors magmas with low viscosity and high temperature

emplaced in a single event will facilitate the formation of fluidal peperites.

Fluidal peperites in central PCFB are associated with pahoehoe lavas that are

similar to many Hawaiian lavas (Waichel et al. 2006) and were probably extruded with

a similar low viscosity (10

-10

Pa s, McBirney and Murase 1984) and eruption

temperature near-liquidus of ~1150

C (Helz and Thornber 1987, Cashman et al. 1999).

It is suggested that relatively low viscosity magma and a single magma

emplacement event within fine-grained, loosely packed and wet sediments is largely

responsible for mingling of fluidal igneous clasts and sediments in the central PCFB.

The advance of lava flows over the sediment and the interaction process, with

lava tongues intruding the sediment and posterior hydrodinamic mingling of juvenile

clasts and sediment are a single emplacement event forming a single peperite domain.

In domain type 1 where thin lava flow interacted with minor sediment volume

that fill ponds in surface of underlying flows, the coarse mingling was facilitated by

high velocity of the flow and can occur the quasi-total mixture of components, after the

peperite domain was covered by a new flow.

In domain type 2 more thick lava flowed over sediment layer and peperite

formation occur in proximities of the contact. The lava flow properties (magma

composition, viscosity, eruption rate), the palaeotopography and the characteristics of

the sediment (lithification and water content) controls the formation of this peperite

domain.

The interaction between magma/lava with water or wet sediments is named

molten fuel coolant interactions-MFCI (Dullforce et al. 1976, Theofanous 1986). The

magma (fuel) is hot, with temperatures causing the vaporization of water or water in

sediments interstices (coolant). The formation of a film of vapor at the fuel-coolant

interface inhibits the rapid transfer of heat to the coolant. This effect called

Leidenfrost

effect

is observed in experimental and natural volcanic settings (Mills 1984).

Development of MFCI explosivity is dependent upon collapse of this vapor film (White

1996).

Following Zimanowski et al. (1997, 1997a) explosive MFCI consists of a four-

stage process: (1) hydrodynamic mixing phase with premixing of water and melt under

stable film boiling conditions; (2) a trigger phase with quasi-coherent quantitative vapor

film collapse in the premix leading to direct contact between melt and water; (3) a fine

fragmentation phase and (4) a vaporization and expansion phase.

The confining pressure is another important factor in the formation of the central

PCFB peperites. Interaction of lava and wet sediment at atmospheric pressure (~0,1

MPa) affect the stability of vapor films, vaporization and expansion of interstitial fluids.

Surface conditions induce a decrease in the stability of vapor films in comparison with

shallow intrusion peperites as illustrated by low-pressure experimental models (Henry

and Myazaki 1978). On the other hand, vaporization and expansion of interstitial fluid is

facilitated by low confining pressure coupled with the unconsolidated and fine-grained

nature of host sediment. These characteristics probably contribute to complete

vaporization of fluids in peperites and absence of explosive MFCI.

The volume and textures of peperites in central PCFB are indicative of

formation of stable vapor films during the coarse mingling phase, despite the

atmospheric conditions. The low permeability of fine-grained sediment contributes to

maintaining of vapor films at the juvenile clasts-sediment interface, facilitating the

formation of fluidal peperites (Busby-Spera and White 1987).

The interactions described in this paper involve basic magma at surface

conditions and wet sediments and in this natural volcanic scenario occurs a process of

coarse mingling, analogous to experimental hydrodynamic mixing phase from

Zimanowski et al. (1997).

MFCI experimental results have showed that the intensity of explosion depends

on the water/melt ratio and on the differential flow speed. In experiments maximal

explosion intensity occurs with water/melt ratios of 0.03-0.04 and differential flow

speed of 3-5 m/s (Zimanowski et al. 1997). For phreatomagmatic volcanic eruptions

calculated optimal overall water/magma mass ratio is between 0.2 and 0.3 (Wohletz and

Sheridan 1983). However, White (1996) suggests the calculation of water/melt ratios is

probably unrealistic for most phreatomagmatic eruptions because of the effects of

impure coolants and aspects of the vent environment.

In peperite domain the characteristics of prior-interaction sediments (e.g.

porosity and water saturation) are difficult or impossible to calculate and variations in

these properties influence the inferred water/melt ratio. Considering this aspect and the

difficult to estimate the volume of peperite in study area, the calculation of water/melt

ratios is precluded.

The velocity of lavas over sediments provides the energy and heat flow transfer

promotes fluidization and formation of vapor films along the fragments leading to

coarse mingling. Other factors, like magma rheology, velocity of advancing flows,

sediment properties and palaeotopography

are important in formation and volume of

peperite domains. Large peperite domains in study area are formed when lava advances

rapidly and interacts with unconsolidated wet sediments deposited in depressed regions

in ancient topography.

Volcanic rocks and textures related to explosive phase of MFCI are not observed

in study area. Locally centimeter-sized areas display direct contact between ash-sized

juvenile clasts and sediments. The collapse of vapor film is related to film instabilities

(Wohletz 1986) or a passage of a shock wave (Zimanowsky et al. 1991, Yamamoto

1994). Apparently the local collapses of vapor film in a large clast margin do not cause

the quasi-coherent collapse of all vapor films in peperite domain like observed in

experimental studies (see Frölich 1991, Zimanowski et al. 1995) and neighboring large

clasts do not show direct contact between juvenile clasts and sediment. This fact can be

related to heterogeneities during the peperite formation, like differences in lava

temperature and sediments properties common in volcanic settings.

The dynamics of interaction between lava flows and sediments in central PCFB

and the formation of peperites in a non-explosive coarse mingling event is shown in

figure 32.

Figure 32 - Occurrence of non-explosive coarse mingling. Diagram proposing the

dynamics of interaction between pahoehoe lavas flows and wet sediments and peperites

formation. The formation of vapor films and vaporization of fluids prevent explosive

MFCI. In another case the local collapse of vapor film cause direct contact

lava/sediment, but the energy generated is not enough to trigger fine fragmentation in

large scale.

5 Conclusion

The peperites of central PCFB (west portion of Paraná State) are formed by

interactions between lava flows overriding wet sediments (silt and clay). The lacustrine

sediments in the study area indicate that climate changed from a desert at the basal

portion of PCFB to a wet climate at the upper portion. In this phase intervals of

quiescence in volcanism are marked by deposition of sediments in ponds established

over the lava flows.

Two domains of peperite are observed: Type 1 with lenticular or dome form and

thickness up to 4m and extent up to 80m. This type are generated when thin lava flows

(up to 5 m thick) interact with wet sediments that fill ponds on the surface of the

underlying flows. Type 2 peperites have variable thickness (0.30-1.5 m) and are formed

when thicker lavas (20-30 m) flow over sediments layers.

Evidence that the host sediments were unconsolidated or poorly consolidated

and wet when lava flowed over; include vesiculated sediment, sediment in vesicles and

fractures in lava flow and in juvenile clasts in peperite and soft sediment deformation.

The disruption of large fluidal juvenile clasts into smaller ones is within the

ductile regime. This is a common feature of the peperites in the study area, and indicates

that formation of vapor films along magma-sediments contacts was efficient and

facilitated the mingling. The low permeability of fine-grained sediment, in which vapor

films could be maintained at the juvenile clasts-sediment interface, facilitates the

mingling and the formation of fluidal peperites (Busby-Spera and White 1987).

Volcanic rocks and textures related to explosive phase of MFCI are not observed

in study area. Locally centimeter-sized areas display direct contact between ash-sized

juvenile clasts and sediments formed by collapse of vapor film, related to film

instabilities (Wohletz 1986) or a passage of a shock wave (Zimanowsky et al. 1991,

Yamamoto 1994).

The textures of fluidal peperites in central PCFB indicate that the relevant

factors which led to a coarse mingling between lava/sediment are: (1) lava flow

properties (low viscosity), (2) a fine grained, unconsolidated or poorly consolidated wet

sediments, (3) a single episode of interaction between lava flows and sediment. In this

scenario the peperite are formed at the base of advancing flow and inflation process of

the flow and extrusion of new flows did not disturb the peperite.

Acknowledgements

We thank Ian Skilling and Dougal A. Jerram for helpful reviews and comments.

References

Bellieni, G., Comin-Chiaramonti, P. Marques, L.S, Melfi, A.J., Piccirillo, E.M., Nardy,

A.J.R., Roisenberg, A., 1984. High- and Low Ti flood basalts from the Paraná plateau

(Brazil): Petrogenetic and geochemical aspects bearing on their mantle origin. Neues.

Jahrb. Mineral. Abh., 150, 272-306

Branney, M., 1986. Isolated pods of subaqueous welded ash-flow tuff: a distal facies of

the Capel Curig Volcanic Formation (Ordovician), North Wales. Geol Mag. 123, 589-

590.

Brooks, E. R., Wood, M. M., Garbutt, P.L., 1982. Origin and metamorphism of peperite

and associated rocks in the Devonian Elswell Formation, northern Sierra Nevada,

California. Geol Soc. Am. Bull. 93, 1208-1231.

Busby-Spera, C.J., White J.D.L., 1987. Variation in peperite textures associated with

differing host-sediment properties. Bull. Volcanol. 49, 765-775.

Cas, R.A.F., Wrigth, J.V., 1997. Volcanic successions: modern and ancient. London,

Allen & Unwin, p. 487.

Cas R.A.F., Edgar, C., Allen, R.L., Bull, S., Clifford, B.A., Giordano, G., Wright, J.V.,

2001. Influence of magmatism and tectonics on sedimentation in an extensional lake

basin: the Upper Devonian Bunga Beds, Boyd Volcanic Complex, southeastern

Australia. In: White, J.D.L., Riggs, N.R. (Eds.), Volcanoclastic Sedimentation in

Lacustrine Settings. Int. Assoc. Sediment. Spec. Publ. 30, 83-108.

Cashman, K.V. Thornber, C., Kauahikaua, J.P., 1999. Cooling and cristalization of lava

in open channels and the transition of pahoehoe lava to aa. Bull Volcanol. 61, 306-323.

Dadd, K.A., Van Wagoner, N.A., 2002. Magma composition and viscosity controls on

peperite texture; an example from Passamaquoddy Bay, southeastern Canada. In:

Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and products of

Magma-Sediment Mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res. 114, 63-80.

De Goër, A., Vincent, P., Camus, G., 1998. Must we still use the term “peperite”? A

review of the type peperites of Scrope, In Limagne, France. IAVCEI Int. Volcanol.

Congress, Cape Tow, Abstracts, p. 16.

Doyle, M.G., 2000. Clast shape and textural associations in peperite as a guide to

hydromagmatic interactions: Upper Permian basaltic and basaltic andesite examples

from Kiama, Australia. Aust. J. Earth Sci. 47, 167-177.

Dullforce, T.A., Buchanan, D.J., Peckover, R.S. 1976. Self-triggering of small-scaale

fuel coolant interactions, I. Experiments. J. appl. Phys. 9, 1295-1302.

Frölich, G. 1991. Propagation of fuel-coolant interactions in multi-jet experiments with

molten tin. Nucl. Eng. Des., 131: 209-2211.

Goto, Y., McPhie, J., 1996. A Miocene basanite peperitic dyke at Stanley, northwestern

Tasmania, Australia. J. Volcanol. Geotherm. Res. 74, 111-120.

Hanson, R.E., Hargrove, U.S., 1990. Processes of magma/wet sediment interaction in a

large-scale Jurassic andesitic peperite complex, northern Sierra Nevada, California. Bull

Volcanol. 60, 610-626.

Hanson, R.E., Wilson, T.J., 1993. Large-scale rhyolitic peperites (Jurassic, southern

Chile). J. Volcanol. Geotherm. Res. 54, 247-264.

Helz, R., Thornber, C., 1987. Geothermometry of Kilauea Iki lava lake. Bull Volcanol.

49, 651-668.

Henry, R.E., Miyazaki, K. 1978. Effects of system pressure on the bubble growth from

highly superheated water droplets. In: Bankoff, S.G. (Ed.), Topics in two-phase transfer

and flow. American Society of Mechanical Engineers, New York, pp. 1-10.

Jerram, D.A., Stollhofen, H., 2002. Lava/sediment interaction in desert settings: are all

peperite-like textures the result of magma-water interaction? In: Skilling, I.P., White,

J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and products of Magma-Sediment

Mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res. 114, 231-249.

Jerram, D.A., Widdowson, M. 2005. The anatomy of Continental Flood Basalt

Provinces: geological constraints on the processes and products of flood volcanism.

Lithos79, 385-405.

Kano, K., 2002. Middle Miocene volcanoclastic diques at Kukedo, Shimane Peninsula,

SW Japan: fluidization of volcanoclastic beds by emplacement of synvolcanic andesites

dikes. In: Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and

products of Magma-Sediment Mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res. 114, 81-94.

Kokelaar, B.P., 1982. Fluidization of wet sediments during the emplacement and

cooling of various igneous bodies. J Geol. Soc. London 139, 211-33.

Leat, P.T., 1985. Interaction of a rheomorfic peralkaline ash-flow tuff and underlying

deposits, Menengai Volcano, Kenya. J. Volcanol. Geotherm. Res. 26, 131-145.

Lorenz, B.E., 1984. Mud-magma interactions in the Dunnage Mélange, Newfoundland.

In: Kolelaar, B.P., Howells, M. (Eds.), Volcanic and Associated Sedimentary and

Tectonic Processes in Modern and Ancient Marginal Basins, Geol. Soc. London. Spec.

Publ. 16, 271-277.

McBirney, A., Murase, T. 1984. Rheological properties of magmas. Annual. Rev. of

Earth and Planet. Sci. 12, 337-357.

Mantovani, M.S.M., Marques, L.S, De Sousa, M.A ., Civetta, L., Atalla, L., Innocenti,

F., 1985. Trace element and strontium isotope constraints on the origin and evolution of

Paraná continental flood basalts of Santa Catarina State, southern Brazil. J. Petrol., 26,

187-209.

Melfi, A.J., Piccirillo, E.M., Nardy, A.J.R., 1988. Geological and magmatic aspects of

the Paraná Basin an introduction. In: Piccirillo EM, Melfi AJ (eds.) The Mezosoic

Flood Volcanism of tha Paraná Basin: Petrogenetic and Geophysical Aspects. IAG-USP

1-13.

Mills, A.A. 1984. Pillow lavas and the Leidenfrost effect. J. Geol. Soc. London, 1411,

183-186.

Milner, S.C., Duncan, A.R., Whittingham, A.M., Ewart, A., 1995. Trans-Atlantic

correlation of eruptive sequences and individual silicic volcanic units within the Paraná-

Etendeka igneous province. J. Volcanol. Geotherm. Res. 69, 137-157.

Peate, D. W. 1997. The Paraná-Etendeka Province. In: J.J. Mahoney, M. Coffin (Eds.),

Large Igneous Provinces

, Am. Geophys. Union Geophys. Monogr. 100, 217-245

Peate, D. W., Hawkeswort, C.J., Mantovani, M.S.M., 1992. Chemical stratigraphy of

the Paraná lavas (South America): classification of magma types and their spatial

distribution. Bull. Volcanol. 55, 119-139.

Peate, D. W., Hawkeswort, C.J., Mantovani, M.S.M. Rogers, N.W., Turner, S.P., 1999.

Petrogenesis and stratigraphy of the high-Ti/Y Urubici magma type in the Paraná flood

basalt province and implications for the nature of Dupal-type mantle in the South

Atlantic region. J. Petrol 40 (451-473.

Rawlings, D.J., Watkeys, M.K., Sweeney, R.J., 1999. Peperitic upper margin of an

invasive flow, Karoo flood basalt province, northern Lebombo. S. Afr. J. Geol. 102,

377-383.

Renne, P.R., Ernesto, M., Pacca, I.G., Coe, R.S., Glen, J.M., Prévot, M., Perrin, M.,

1992. The age of Paraná flood volcanism, rifting of Gondwanaland and the Jurassic-

Cretaceous boundary. Science 258, 975-979.

Schmincke, H.U., 1967. Fused tuff and peperites in south-central Washington. Geol

Soc. Am. Bull. 78, 319-330.

Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J., 2002. Peperite: a review of magma-sediment

mingling. In: Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and

products of Magma-Sediment Mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res. 114, 1-17.

Squire, R.J., McPhie, J., 2002. Characteristics and origin of peperite involving coarse-

grained host sediment. In: Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite:

Processes and products of Magma-Sediment Mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res.

114, 45-61.

Theofanous, T.G., 1986. The study of steam explosion in nuclear systems. Nucl. Eng.

Des. 155, 1-26

Turner, S., Regelous, M., Kelley, S., Hawkeswort, C.J., Mantovani, M.S.M., 1994.

Magmatism and continental break-up in the South atlantic: high precision

Ar/

geochronology. Earth Planet. Sci. Lett. 121, 333-348.

Waichel, B.L., Lima, E.F., Lubachesky, R., Sommer, C.A. 2006. Pahoehoe flows from

the central Paraná Continental Flood Basalts. Bull. Volcanol. 68, 599-610.

White, J.D.L., 1996. Impure coolants and interaction dynamics of phreatomagmatic

eruptions. J. Volcanol. Geotherm. Res. 74, 155-1170.

White, J.D.L., McPhie, J., Skilling, I.P., 2000. Peperite: a useful genetic term. Bull.

Volcanol. 62, 65-66.

Wohletz, K.H., 1986. Explosive magma-water interactions: thermodynamics explosion

mechanisms and field studies. Bull. Volcanol. 48, 245-264.

Wohletz, K.H., Sheridan, M.F. 1983. Hydrovolcanic explosions II: Evolution of basaltic

tuff rings and tuff cones. Am J. Sci., 283: 385-413.

Yamamoto, T., 1994. Phreatomagmatic explosions: basic problems of dynamic

interactions between magma and water. Mem. Geol. Soc. Jpn., 43, 63-72.

Zimanowski, B., Fröhlich, G., Lorenz, V., 1991. Quantitative experiments on

phreatomagmatic explosions. J. Volcanol. Geotherm. Res. 48, 341-358.

Zimanowski, B., Fröhlich, G., Schürmann, S., Lorenz, V., 1995. High temperature

entrapment explosions in a transparent system. Proc. NSF/JSPS AMIGO-IMI Seminar,

Santa Barbara, Calif., pp. 193-200.

Zimanowski, B., Büttner, R., Lorenz, V., Häfele, H.G., 1997. Fragmentation of basaltic

melt in the course of explosion volcanism. J. Geophys. Res. 102, 803-814.

Zimanowski, B., Büttner, R., Lorenz, V. 1997a. Premixing of magma and water in

MFCI experiments. Bull. Volcanol. 58, 491-495.

V TIPOS DE DERRAME E RECONHECIMENTO DE ESTRUTURAS NOS BASALTOS DA

FORMAÇÃO SERRA GERAL – TERMINOLOGIA E ASPECTOS DE CAMPO

Tipos de derrame e reconhecimento de estruturas nos basaltos da

Formação Serra Geral – Terminologia e aspectos de campo

Breno Leitão Waichel

, Evandro Fernandes de Lima

, Carlos Augusto Sommer

Universidade Estadual do Oeste do Paraná – UNIOESTE, Rua Universitária 1619,

85819-110, Cascavel, Brasil. [email protected]

Universidade Federal do Rio Grande do Sul – UFRGS, Av. Bento Gonçalves, 9500,

Porto Alegre, Brasil. [email protected]

Resumo

Estudos sobre a morfologia e origem das estruturas nos basaltos da Formação Serra

Geral (FSG), realizados na porção oeste do estado do Paraná, determinaram a

identificação de derrames do tipo

pahoehoe

‘a‘a

, com o predomínio de pahoehoe

simples e compostos. Esta classificação foi originalmente aplicada no estudo de basaltos

do Arquipélago Hawaiano sendo posteriormente utilizada nas Províncias Basálticas

Continentais do Columbia River e do Deccan. Na FSG verificou-se que os derrames

compostos são formados por lobos do tipo P (

pipe

) e do tipo S (

spongy

). Diversas

feições de superfície originadas em derrames

pahoehoe

‘a‘a

estão bem preservadas.

Os derrames possuem extensão lateral de até 50 km e podem ser divididos em três

porções em relação ao conduto: proximal, mediana e distal. Na porção proximal os

derrames

pahoehoe

são espessos (40-70 m) e possuem a crosta superior e o núcleo

maciço bem delimitado. Na porção mediana predominam derrames

pahoehoe

simples

com espessura entre 20 e 30 m, localmente ocorrem derrames compostos. Na porção

distal predominam derrames compostos de até 5 m de espessura, formados por lobos. A

geração de derrames tipo

pahoehoe

inflados sugerem baixas taxas de erupção na

geração dos basaltos do oeste do Paraná. Dados preliminares indicam um período de 33

meses para a geração de fluxos inflados com 25 metros de espessura.

Abstract

Studies focusing the flow morphology and structures in the basalts of Serra Geral

Formation (west of Paraná State, Brazil) had allowed to identification of pahoehoe e

‘a‘a flows, with predominance of simple and compound pahoehoe. This terminology

was created in the Hawaiian Archipelago and later applied in the Continental Flood

Basalts of the Columbia River and the Deccan, and also can be used in the investigation

of the Serra Geral Formation. The compound pahoehoe flows are formed by P-type

(pipe) and S-type (spongy) lobes. Surface features related with the pahoehoe and ‘a‘a

flows are well preserved, despite the low potential of preservation The flows have

lateral extension of up to 50 km and can be divided in three portions in relation to the

conduit: proximal, medium and distal. In the proximal portion the flows are thick (40-70

m) and possess the superior crust and the well delimited massive core. In the medium

portion predominate simple pahoehoe flows with thickness between 20 and 30 m,

locally occur compound pahoehoe. In the distal portion predominate compound flows

(up to 5 m thick) formed by multiple lobes. The emplacement of the pahoehoe inflated

flows in the studied area suggests a low eruption rates. Estimative of the effusive

activity that fed the flows may take place over 33 months to flows with 25 m thickness.

KEY WORDS: pahoehoe, ‘a‘a , Serra Geral Formation

I. INTRODUÇÃO

Estudos sobre as características morfológicas e estruturas de derrames de

Províncias Basálticas Continentais (PBCs) são fundamentais na interpretação da

dinâmica e volume dos fluxos de lava, na identificação dos tipos de depósitos gerados e

na determinação das conseqüências ambientais relacionadas. Este enfoque em geral é

negligenciado em relação a uma abordagem geoquímica e geocronológica no estudo do

PBCs. Estes métodos geralmente não levam em conta a morfologia e a estruturação dos

derrames, dificultando, desta forma, as tentativas de correlações estratigráficas e uma

melhor percepção do impacto paleo-ambiental causado por estes mega eventos

vulcânicos.

O presente trabalho reúne dados de campo, obtidos na porção oeste do estado do

Paraná, referentes às distintas morfologias dos derrames e diversas estruturas dos

basaltos da Formação Serra Geral (FSG). O tratamento deste conjunto de dados visa

uniformizar uma terminologia para ser aplicada na investigação dos derrames da FSG.

Para evitar a proliferação de termos e conceitos a presente proposta utiliza expressões e

definições consagradas em outras províncias vulcânicas com características

semelhantes, especialmente do Arquipélago Hawaiano e da PBC do Columbia River e

do Deccan.

II. CONTEXTO GEOLÓGICO

A Província Basáltica Continental (PBC) Paraná-Etendeka ocupa uma área de

aproximadamente 1,3 x 10

na América do Sul e África e tem sua origem vinculada

a fragmentação do Gondwana e a abertura do Oceano Atlântico Sul durante o Cretáceo

Inferior.

Cerca de 90% da PBC Paraná-Etendeka está localizada na América do Sul,

recobrindo uma área de 1.200.000 km

no Brasil, Paraguai, Argentina e Uruguai, com

um volume estimado de 800.000 km

(Melfi et al. 1988). A área de estudo deste

trabalho localiza-se na porção oeste do estado do Paraná, região sul do Brasil (FIG.33).

Figura 33 - Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná com a localização da área

em estudo.

No Brasil esta seqüência é referida estratigraficamente como Formação Serra

Geral (FSG) que é composta por uma sucessão de derrames básicos com uma espessura

máxima de cerca de 1.700 metros, na qual ocorre a predominância de basaltos de

afinidade toleítica (Melfi et al. 1988).

Datações

Ar-

Ar em amostras da FSG indicam idades entre 138 a 125 Ma,

com o clímax do vulcanismo entre 133 e 129 Ma (Renne et al. 1992; Turner et al. 1994;

Milner et al. 1995, Mincato 2000).

De acordo com diversos autores (Bellieni et al. 1984, Mantovani et al. 1985) os

basaltos são divididos em dois grupos com base no conteúdo de Ti: basaltos alto Ti com

teores de TiO

>2% e basaltos baixo Ti com teores inferiores a 2%.

Baseado na abundância de elementos maiores, elementos-traço e razões entre

elementos-traço as rochas vulcânicas foram subdivididas por Peate et al.(1992) e Peate

(1997) em seis magmas-tipo. Estes foram denominados de Pitanga, Paranapanema e

Ribeira, possuem razões Ti/Y>300 e um posicionamento na porção norte da província.

Os magmas-tipo Gramado, Esmeralda e Urubici têm razões Ti/Y<300 e ocorrem na

porção sul.

Estudos de natureza física realizados na FSG realizados por Waichel et al.

(2006) na porção oeste do Paraná permitiram a identificação de derrames do tipo

pahoehoe

, associados com derrames maciços, no porção superior da FSG. Os derrames

pahoehoe

ocorrem como fluxos compostos, formados por múltiplos lobos (0,5-2,0 m de

espessura) e como fluxos simples com até 35 m de espessura.

Os trabalhos realizados na porção oeste do Paraná permitiram organizar a

estruturação do derrames em três zonas, crosta inferior, núcleo e crosta superior típicas

de lavas

pahoehoe

. Na crosta superior são freqüentes feições de superfície tipo cordas.

Os derrames

pahoehoe

são predominantemente compostos por lobos do tipo P (

pipe

que são gerados por baixas taxas de erupção em superfícies com um baixo ângulo de

inclinação (Wilmouth & Walker 1993). A presença de estruturas de segregação e de

vesículas na porção central dos derrames, juntamente com a presença de microvesículas

entre os cristais de plagioclásio e piroxênio, definida como textura diktitaxítica, é

indicativa de um alto conteúdo de voláteis no magma gerador destes derrames (Goff,

1996).

III. TIPOS DE DERRAMES BASÁLTICOS

De acordo com Macdonald (1953) os derrames basálticos podem ser

distinguidos, com base nas feições de superfície e estruturas, em

pahoehoe

‘a‘a

e lava

em bloco.

Derrames

pahoehoe

são identificados por suas superfícies lisas, onduladas ou

em corda e por uma estruturação interna dividida em crosta superior, núcleo e crosta

inferior (Macdonald, 1953, Aubele et al. 1988). A dinâmica dos fluxos

pahoehoe

envolve inicialmente um avanço na forma de lobos com pequena espessura, onde a

crosta superior é rapidamente formada, podendo ser posteriormente inflado se a

superfície de base possuir baixa inclinação (Hon et al. 1994).

Os derrames

‘a‘a

são caracterizados por topo e base escoriáceos, vesículas

alongadas e por reentrâncias das zonas escoriáceas na porção central maciça em função

do avanço do derrame (Macdonald 1953, Kilburn 1990). Derrames deste tipo são

formados quando a lava é transportada em canais abertos, em geral associada a altas

taxas de erupção (Macdonald 1953, Pinkerton & Sparks, 1976, Rowland & Walker

1990).

Lavas em bloco possuem uma porção superior formada por fragmentos

angulosos que apresentam superfícies lisas e dimensões regulares, sendo os fragmentos

freqüentemente poliedrais (Macdonald 1953). Lavas em bloco são geralmente formadas

por magmas com maior viscosidade, de composição andesítica, dacítica ou riolítica

(Schmimcke 2004).

IV. TERMINOLOGIA E ASPECTOS DE CAMPO

A terminologia utilizada na descrição dos tipos de derrames basálticos e das

estruturas relacionadas é fundamentada na investigação de fluxos de lavas ativos,

contatando-se um predomínio de expressões e definições cunhadas no Hawaii. A grande

variedade de termos descritivos utilizados por diversos autores faz com que expressões

distintas sejam referidas para estruturas semelhantes.

Estes termos são também utilizados no estudo de províncias basálticas

continentais, apesar da cautela requerida para a utilização direta em seqüências mais

antigas. Outro aspecto a ser considerado é que a dinâmica do vulcanismo gerador das

PBC provavelmente foi diferente em alguns aspectos do vulcanismo hawaiiano.

Muitos dos termos descritivos citados na literatura foram propostos a partir da

comparação com estruturas ou morfologias de objetos conhecidos. Dada à origem

inglesa destas expressões, optamos pela tradução literal destas, mantendo a expressão

original ao lado do termo em português. Exceção foi feita em relação aos termos

pahoehoe

‘a‘a,

de origem havaiana, para os quais a grafia original foi mantida.

IV.1 - Produtos eruptivos

Lobo (flow lobe)

Expressão utilizada para descrever pequenos corpos de lava, com forma de lobo

em planta, que geralmente apresentam bordas resfriadas. Na FSG Guidicini (1970)

descreveu subdivisões nos derrames denominadas pelo autor de “derrames

secundários”, posteriormente Moler & Cabrera (1976) utilizaram o termo

“subderrames” para estas estruturas. Os termos utilizados por estes autores são

equivalentes aos lobos.

Na porção oeste do Paraná identificou-ser lobos do tipo S (

spongy

, Walker 1989)

e do tipo P (

pipe

vesicle

- Wilmouth & Walker 1993), sendo o uso do termo restrito aos

lobos que podem ser delineados em afloramento (FIG. 33a).

Lobos do tipo S são caracterizados pela distribuição homogênea das vesículas,

enquanto que os do tipo P possuem vesículas em forma de tubo (

pipe

s) na base e bordas

maciças. O tipo P equivale aos derrames

pahoehoe

densos e vítreos (

dense glassy

pahoehoe

) descritos por Hon et al. (1994).

A dinâmica de erupção os lobos do tipo P envolve temperaturas de extrusão

inferiores aos do tipo S, gerando lobos com bordas vítreas e porções centrais com maior

cristalinidade. Estas características indicam que os lobos do tipo P são formados a partir

de magmas com um maior tempo de residência antes da extrusão. Este intervalo de

tempo favoreceu a exsolução dos voláteis presentes no magma (Wilmouth & Walker

1993, Oze & Winter 2005). Alternativamente Hon et al. (1994) sugerem que os

pahoehoe

densos e vítreos (lobos tipo P) podem ser gerados por lavas pressurizadas,

onde a crosta vítrea e densa aumentaria a pressão interna do lobo dissolvendo os

voláteis presentes e inibindo a formação de vesículas.

Segundo Self et al. (1997) os lobos das PBCs possuem dimensões de dezenas de

centímetros até vários quilômetros. Na PBC do Columbia River este termo é utilizado

para lobos com grande extensão, superfície de topo plana e espessura de até 50 m. Hon

et al (1994) denominaram estes lobos de

sheet flows

, tendo em vista que estes derrames

possuem grande extensão e são produzidos por uma única e contínua efusão. A

distinção entre

sheet flows

e lobos não é clara, em vista disto, a expressão lobo é

utilizada na FSG somente quando estas feições podem ser delimitadas em afloramento.

O avanço dos lobos pode ser marcado pela formação de feições projetadas

semelhantes a dedos (

toes

), que são lobos com pequenas dimensões. Na área estudada

estas estruturas foram também preservadas (FIG..33b).

Derrame (lava flow)

Expressão utilizada para descrever um derrame gerado por uma única e contínua

efusão. Na área estudada a estimativa correta da espessura de cada derrame é

prejudicada pela descontinuidade de exposição entre os afloramentos. Os derrames

atingem até 70 m de espessura e podem ser ter sido gerados pela aglutinação de vários

lobos (derrame composto) ou por um lobo único (derrame simples). Identificou-se os

dois tipos, onde o tipo simples ocorre nas zonas proximais de emissão evoluindo,

dependendo do caso, para um conjunto de lobos (derrame composto) na porção mais

distal.

Figura 34 - A) Lobos do tipo P e do tipo S; B) Projeção de lobos de pequena dimensão

formando feições semelhante a dedos (

toes

) em seção longitudinal ao avanço da lava.

Setas marcando as vesículas do tipo

pipe

Campo de derrames (flow field)

Termo utilizado para denominar um conjunto de derrames gerados por um

evento eruptivo. Campos de derrames não foram separados na área investigada,

possivelmente em função da escala de trabalho, pois esta unidade é, em geral,

identificada em escala regional. Considerando a grande extensão, o volume da FSG e a

intensa atividade vulcânica é plausível a ocorrência deste tipo de unidade. A análise de

perfis de raio gama em poços profundos pode ser uma ferramenta útil para a delimitação

dos campos de derrames.

IV.2 -Feições de superfície

As feições de superfície de um derrame refletem a situação da crosta superior

após a sua imediata solidificação e são relacionadas às condições vigentes do fluxo

ativo de lava abaixo da crosta (Kilburn 1990). Estas feições marcam as características

do fluxo naquele momento. Modificações de natureza química, variações na taxa de

erupção, oscilações do relevo e variações da taxa de deformação implicam em

mudanças nas feições de superfície geradas (Macdonald 1953; Peterson & Tilling

1980).

Derrames

pahoehoe

‘a‘a

são diferenciados a partir das feições de superfície,

tendo em vista os diferentes mecanismos de geração destas estruturas (Kilburn 1990).

De acordo com Rowland & Walker (1990) os derrames

pahoehoe

formam-se com baixa

taxa de efusão (< 5-10 m

/s) enquanto os do tipo

‘a‘a

são gerados por taxas superiores

(>5-10 m

/s).

No Havaí os derrames

pahoehoe

geralmente ocorrem nas porções próximas ao

conduto e transformam-se em

‘a‘a

na região distal (Macdonald 1953; Peterson & Tiling

1980). Lipmam & Banks (1987) observaram que feições de superfície de um derrame

simples do vulcão Mauna Loa exibe tipicamente

pahoehoe

na porção proximal, seguida

pahoehoe

em placas para

‘a‘a

na porção distal

A transição de

pahoehoe

para

‘a‘a

até recentemente tida como irreversível

(Macdonald 1953; Peterson & Tiling 1980, Kilburn 1981), tem sido questionada por

Hon et al. (2003), que sugerem condições reversíveis para lavas com temperaturas entre

1.125 e 1.140

C, que podem produzir tanto crostas

pahoehoe

‘a‘a

, dependendo da

taxa de deformação.

Depósitos proximais (spatter)

Em vulcões basálticos os depósitos proximais são formados pela ejeção de

fragmentos de lava que são amalgamados e solidificados quando atingem a superfície.

Este conjunto de bombas e lápilis formam os depósitos de respingos (

spatter

), podendo

ocorrer nas proximidades de um conduto circular (

spatter cone

) ou em fissuras (

spatter

rampart

O reconhecimento de depósito proximais em seqüências antigas é importante

para a determinação da localização e tipo de conduto. Este tipo de depósito foi

identificado em três afloramentos na porção oeste do Paraná (FIG. 35a).

Pahoehoe

Nos derrames

pahoehoe

as superfícies são lisas, onduladas ou em cordas. Estas

últimas se formam quando a fina crosta do derrame, ainda flexível, é deformada devido

ao movimento da lava (Fink & Fletcher 1978). Segundo Hon et al. (1994), cerca de 20-

30-% das superfícies dos derrames

pahoehoe

do Havaí possuem feições do tipo corda.

Na área estudada feições superficiais em corda são geralmente associadas com lobos

formadores de derrames compostos. Padrões em corda com excelente estado de

preservação podem ser observados em blocos rolados (FIG. 35b) e em seções verticais

(FIG. 35c).

Feições do tipo corda em festões (FIG. 35d,

ropy festons

) são geradas quando a

crosta flexível é dobrada, sendo esta feição relacionada ao aumento do suprimento de

lava na porção frontal do derrame ou a quebra brusca da topografia (Fink & Fletcher

1978)

Pahoehoe do tipo pasta de dente (toothpaste pahoehoe)

Dados obtidos por Rowland & Walker (1987) sugerem que lavas

pahoehoe

tipo pasta de dente (

toothpaste

pahoehoe

) representam a transição

pahoehoe

típicas para

‘a‘a.

Feições de superfície do tipo pasta de dente foram identificadas na área estudada

(FIG. 35e) e as principais diferenças em relação as

pahoehoe

são as superfícies com

sulcos (ranhuras) longitudinais orientadas paralelamente a direção de movimento da

lava; a superfície recoberta de pequenos espinhos e ondulações transversais de escala

maior que as cordas.

Pahoehoe em placas (slabby pahoehoe)

Fragmentos de superfícies com lava em corda podem ser englobados durante o

movimento da lava subjacente formando

pahoehoe

em placas (Peterson & Tilling

1980). Na área estudada as lavas

pahoehoe

em placa são geralmente associadas a

derrames compostos formados por pequenos lobos tipo P. As placas podem apresentar

orientações variáveis e de forma localizada pode-se observar o processo de

fragmentação (FIG. 35f).

A ocorrência de

pahoehoe

em placa pode ser relacionada aos estágios iniciais da

transição de lava

pahoehoe

para

‘a’a

(Peterson & Tilling 1980, Rowland & Walker

1987) ou a geração de lobos (Hon et al. 1994), que emergem da porção frontal de

derrames espessos (

breakouts

No caso investigado a associação de

pahoehoe

em placa com pequenos lobos

(

breakouts

) e a ausência de lavas

‘a‘a

nas proximidades, sugerem que estas feições

estejam relacionadas à formação de lobos na porção frontal de derrames.

Bolhas de gás (gas blisters)

Na superfície de lavas

pahoehoe

ocorrem também bolhas formadas pela

liberação e expansão de gases vulcânicos para a superfície dos derrames. Estas bolhas

são formadas por finas paredes vítreas e o acúmulo de gases pode gerar estruturas de

rompimento, como as observadas na área (FIG. 35g).

‘a‘a

Derrames

‘a‘a

são relativamente raros em PBCs , sendo descritos no Columbia

River nas proximidades das áreas de conduto (Swanson & Wright, 1980; Reidel, 1983).

De acordo com Self et al (1997) poucos derrames da PBC do Columbia River podem

ser considerados verdadeiros

‘a‘a

tendo em vista a ausência de uma zona escoriácea na

base.

A ocorrência de derrames

‘a‘a

na área estudada é rara, sugerindo uma

contribuição subordinada deste tipo de derrame na sucessão vulcânica da porção oeste

do Paraná. Entretanto, estudos de detalhe são necessários para determinar a importância

deste tipo de derrame para a seqüência vulcânica da FSG.

Os derrames definidos como

‘a‘a

possuem espessuras de até 50 cm, são

geralmente incompletos, com uma zona escoriácea no topo e a porção central maciça

(FIG. 35h). A zona de base é raramente observada, porém a ocorrência de reentrâncias

da zona de topo na porção central maciça sugere que estes derrames sejam do tipo

‘a‘a.

V. DISCUSSÃO

As PBCs são formadas por um grande número de derrames, gerados durante um

curto período de tempo em ambiente continental (Self et al. 1998). Várias PBCs são

associadas temporalmente com mudanças ambientais globais e extinções em massa

(Courtillot et al. 1986, Stothers & Rampino 1990, Wignall, 2001) e a identificação do

estilo eruptivo destas seqüências vulcânicas são determinantes para a avaliação do

impacto ambiental.

Figura 35 - (A) depósito do tipo

spatter

, (B) lava em corda, (C) lava em corda em perfil

vertical, (D) superfície com corda em festões, (E) superfície com pahoehoe tipo pasta-de-

dente, com as ranhuras paralelas ao sentido do fluxo e ondulações transversais, sentido para

a direita, (F) detalhe do processo de fragmentação da superfície em corda formando

pahoehoe

em placas, (G) superfície lisa de

pahoehoe

com feição preservada de uma bolha

de gás (seta), (H) lava tipo

‘a’a

com porção superior escoriácea e núcleo maciço.

A erupção dos basaltos continentais foi primeiramente explicada por um modelo

utilizando fluxos turbulentos, que requeria taxas de erupção extremamente altas (Shaw

& Swanson, 1970). Estudos recentes propõem um modelo envolvendo fluxos inflados

com taxas de erupção menores (Hon et al. 1994; Self et al. 1997, 1998). Este modelo é

baseado no reconhecimento de fluxos compostos do tipo

pahoehoe

em PBCs, como no

Columbia River Basalts (CRB) e no Deccan. Segundo Hon et al.(1994) a erupção dos

derrames basálticos ocorreria durante meses ou anos, atenuando desta forma os efeitos

ambientais.

Na porção oeste do Paraná predomina os derrames do tipo

pahoehoe

simples e

compostos, que exibem características típicas de fluxos inflados como: a estruturação

interna (crosta superior, núcleo e zona inferior); fraturas geradas pela inflação na crosta

superior, por vezes preenchidas por injeções de lava (

squeeze-ups

) e pela presença de

lobos pouco espessos na porção frontal de derrames inflados (Waichel et al. 2006).

Estimativas do tempo de duração da atividade eruptiva que inflaram os derrames e lobos

variam de poucas horas até vários meses, sendo que em um derrame com 12 m de crosta

superior o tempo obtido foi de 33 meses (Waichel et al. 2006). Estes dados sugerem que

a erupção dos derrames na área estudada podem ter ocorrido no intervalo de meses ou

anos diminuindo o impacto ambiental causado.

Estudos abordando o vulcanismo físico em outras áreas da FSG são necessários

para uma melhor estimativa da duração do vulcanismo. A maioria dos trabalhos que

tratam da FSG focaliza a geoquímica de rocha e isotópica, em geral organizando os

dados em nível regional, onde os aspectos referentes a estruturas e tipos de derrame têm

caráter subordinado.

A amostragem dos trabalhos de petrologia da FSG é concentrada na porção

maciça dos derrames, que corresponde à porção central destes, onde supostamente as

amostras não apresentam modificações significativas em relação à composição original.

Este fato explica a baixa freqüência de bibliografia abordando os tipos de derrames e

estruturas internas da FSG, apesar deste vulcanismo representar uma das maiores

províncias basálticas do mundo. Outros aspectos como a falta de exposição e a

descontinuidade dos afloramentos também não encorajam investigações sobre este

tema. Apesar destas dificuldades pode-se no oeste do Paraná distinguir derrames do tipo

‘a’a

pahoehoe

, sendo estes últimos do tipo simples e composto.

As feições de superfície são identificadas especialmente nos derrames são

compostos, onde o número de superfícies expostas é maior do que nos tipos simples.

Os derrames da porção oeste do Paraná possuem extensões laterais de até 50 km

(Waichel et al. 2006) e podem ser subdivididos em porções proximais, medianas e

distais (FIG. 36). O reconhecimento destas porções se baseia no tipo do derrame

(

pahoehoe

‘a’a

), espessura, natureza do derrame (simples/composto) e nas estruturas

internas.

Na porção proximal os derrames

pahoehoe

são espessos, possuem uma crosta

superior e um núcleo maciço que compõem quase todo o derrame. Derrames completos

não foram observados no campo, possivelmente devido à espessura destes que são da

ordem de 40 a 70 m. Estes derrames compõem uma unidade de resfriamento única

caracterizando, portanto um derrame simples.

Na porção mediana predominam derrames

pahoehoe

simples com espessura

entre 20 e 30 m. Constatou-se que em alguns locais os derrames exibem uma natureza

composta subordinada formando alguns lobos.

Na porção distal, que marca a frente de avanço do derrame, predominam

derrames compostos de até 5 m de espessura, formados por lobos de pequena espessura

(<2 m).

A natureza fissural da erupção e o tipo de estruturação dos derrames devem ser

considerados em correlações estratigráficas na FSG. A condição fissural do vulcanismo

impõe diferentes volumes de emissão de lavas ao longo de uma mesma fissura,

limitando desta forma a largura dos derrames. Nas áreas onde os condutos são paralelos

as lavas podem convergir colocando lado a lado derrames de fácies similares ou repetir

um mesmo tipo de fácies. Quanto a estruturação deve-se atentar que os derrames podem

atingir distâncias da ordem de 50 km mudando as estruturas internas e diminuindo de

espessuras em direção as porções distais.

Correlações estratigráficas entre fácies que utilizam cotas altimétricas podem

estar correlacionando porções centrais de unidades distintas, que podem ou não

pertencer ao mesmo campo de derrames.

Figura 36 - Estruturação dos derrames da FSG na porção oeste do Paraná mostrando a

divisão em porção proximal, mediana e distal em perfil lateral (A) e em planta (B); (C)

estrutura interna ao longo do derrame.

V. CONCLUSÕES

Estudos realizados na FSG na porção oeste do Paraná permitem as seguintes

conclusões:

1. a morfologia dos derrames e diversas estruturas identificadas nos

basaltos da FSG permitem classifica-los como dos tipos

pahoehoe

‘a‘a

2. predominam os derrames do tipo

pahoehoe

simples e compostos.

3. o uso da terminologia utilizada para a descrição dos tipos de

derrames e das estruturas de fluxos de lavas ativos (Hawaii), mostrou-se

apropriada para os trabalhos de campo desenvolvidos na FSG;.

4. foram identificados lobos e derrames na área estudada. Os lobos

do tipo P (

pipe

), possuem vesículas em forma

pipe

s na base e bordas

maciças e os do tipo S (

spongy

) são caracterizados pela distribuição

homogênea das vesículas. A utilização dos termos S e P deve ser restrita

aos lobos que podem ser delineados em afloramento.

5. as diversas feições de superfície relacionadas com derrames

pahoehoe

‘a‘a

e tipos associados (

pahoehoe

tipo pasta de dente e em

placas) encontram-se bem preservadas na área e são de fácil

reconhecimento;

6. os derrames possuem extensão lateral de até 50 km e podem ser

divididos em relação ao conduto em três porções: proximal, mediana e

distal. Na porção proximal os derrames

pahoehoe

são espessos (40-70 m),

possuem a crosta superior e o núcleo maciço bem delimitado. Na porção

mediana predominam derrames

pahoehoe

simples com espessura entre 20

e 30 m, localmente ocorrem derrames compostos. Na porção distal, que

marca a frente de avanço do derrame, predominam derrames compostos de

até 5 m de espessura, formados por lobos de pequena espessura (<2 m).

7. o vulcanismo na área caracterizou-se por baixas taxas de erupção,

responsáveis pela geração de derrames tipo

pahoehoe

. Estimativas

realizadas por Waichel et al. (2006) em derrames selecionados na área (25

metros de espessura) indicam um período de tempo da ordem de 33 meses

para a formação de um fluxo inflado

VII. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Aubele, J.C.; Crumpler, L.S.& Elston, W.E. 1988. Vesicle zonation and vertical

structure of basalt flows. Journal of Volcanology and Geothermal Research 35:349-

374.

Bellieni, G.; Comin-Chiaramonti, P.; Marques, L.S.; Melfi, A.J.; Piccirillo, E.M.;

Nardy, A.J.R. & Roisenberg, A. 1984. High- and Low Ti flood basalts from the

Paraná plateau (Brazil): Petrogenetic and geochemical aspects bearing on their

mantle origin. Neues. Jahrb. Mineral. Abh. 150:272-306.

Courtillot, V.; Besse, J.; Vandamme, D.; Montigny, R.; Jaeger, J.J. & Cappetta, H.

1986. Deccan flood basalts at the cretaceous/Tertiary boundary. Earth and Planetary

Science Letters 80:361-374.

Fink, J.H. & Fletcher, R.C. Ropy

pahoehoe

surface folding of a viscous fluid.

Journal of Volcanology and Geothermal Research 4: 151-170, 1978.

Guidicini, G. 1970.Derrames secundários em basaltos. Boletim da Sociedade

Brasileira de Geologia, 19 (1) 91-93.

Goff, F. 1996. Vesicle cylinders in vapor-differentiated basalt flows. Journal of

Volcanology and Geothermal Research 71:167-185,.

Hon, K.; Kauahikaua, J.; Denlinger, R. & Mackay, K. 1994. Emplacement and

inflation of

pahoehoe

sheet flows: Observations and measurements of active lava

flows on Kilauea Volcano, Hawaii. Geological Society of America Bulletin 106:

351-370.

Kilburn, C. 1981.

Pahoehoe

and aa lavas: a discussion and continuation of the

model of Peterson and Tilling. Journal of Volcanology and Geothermal Research

11(2-4):373-389.

Kilburn, C. 1990. Surfaces of Aa flows-fields on Mount Etna, Sicily: Morphology,

rheology, crystallization and scaling phenomena. Fink, J.H. (ed.) Lava Flows and

Domes, Berlin, Springer-Verlag, p. 129-156.

Lipman, P.W. & Banks, N.G. Aa flow dynamics, Mauna Loa, 1984. Decker, R.W.;

Wright,T.L. and Stauffer, P.H. (eds.). US Geological Survey Prof. Paper 1350(2):

1527-1567.

Macdonald G.A. (1953)

Pahoehoe

, aa and block lava. American Journal of Science

251(3):169-191.

Mantovani, M.S.M.; Marques, L.S.; De Sousa, M.A.; Civetta, L.; Atalla, L. &

Innocenti, F. 1985. Trace element and strontium isotope constraints on the origin

and evolution of Paraná continental flood basalts of Santa Catarina State, southern

Brazil. Journal of Petrology 26:187-209.

Melfi, A.J.; Piccirillo, E.M. & Nardy, A.J.R. 1988. Geological and magmatic

aspects of the Paraná Basin an introduction. In: Piccirillo EM, Melfi AJ (eds.) The

Mezosoic Flood Volcanism of tha Paraná Basin: Petrogenetic and Geophysical

Aspects. IAG-USP 1-13.

Milner, S.C.; Duncan, A.R.; Whittingham, A.M. & Ewart, A. 1995. Trans-Atlantic

correlation of eruptive sequences and individual silicic volcanic units within the

Paraná-Etendeka igneous province. Journal of Volcanology and Geothermal

Research 69:137-157.

Mincato, R.L. 2000. Metalogenia dos elementos do grupo da platina com base na

estratigrafia e geoquímica da Província Ígnea Continental do Paraná. São Paulo.

172p. Tese de Doutorado em Geociências, Instituto de Geociências, Universidade de

Campinas.

Moler, W.A. & Cabrera J.G. 1976. Características de fundações sobre rochas

basálticas. In: Congresso Brasileiro de Geologia e Engenharia, 1, 1976, Rio de

Janeiro. Anais...Rio de Janeiro, SBG, v. 2, p. 197-216.

Oze C. & Winter, J.D. 2005. The occurrence, vesiculation and solidification of

dense blue glassy

pahoehoe

. Journal of Volcanology and Geothermal Research

142:285-301.

Pinkerton, H. & Sparks, R.S.J. 1976. The 1975 sub-terminal lavas, Mount Etna: A

case history of the formation of a coumpound lava field. Journal of Volcanology and

Geothermal Research 1:176-182.

Peate, D.W. 1997. The Paraná-Etendeka Province. In: Mahoney JJ, Coffin M (eds.)

Large Igneous Provinces, Am. Geophys. Union Geophys. Monogr. 100: 217-245

Peate, D.W.; Hawkeswort, C.J. & Mantovani, M.S.M. 1992. Chemical stratigraphy

of the Paraná lavas (South America): classification of magma types and their spatial

distribution. Bulletin of Volcanology 55:119-139.

Reidel, S. P. 1983. Stratigraphy and petrogenesis of the Grande Ronde basalt from

the deep canyon country of Washington, Oregon and Idaho. Geological Society of

America Bulletin 94:519-542.

Renne, P.R.; Ernesto, M.; Pacca, I.;, Coe, R.S.; Glen, J.M.; Prévot, M. & Perrin, M.

1992. The age of Paraná flood volcanism, rifting of Gondwanaland and the Jurassic-

Cretaceous boundary. Science 258:975-979.

Rowland, S.K. & Walker, G.P.L. 1987. Toothpaste lava: characteristics and origin

of a lava-structural type transitional between

pahoehoe

and aa. Bulletin of

Volcanology 49(4):631-64.

Rowland, S.K. & Walker, G.P.L. 1990.

Pahoehoe

and aa in Hawaii: volumetric

flow rate controls the lava structure. Bulletin of Volcanology 52 (8):631-64.

Schmincke, H.U. 2004. Volcanism. Berlin, Springer-Verlag, 324 p.

Swanson, D.; Wright, T.L.; Hooper, P.R. & Bentley, R.D. 1979. Revisions in

stratigraphic nomenclature of the Columbia River Basalt Group. US Geological

Survey Bulletin 1457-G, 59p.

Self, S.; Thordarson, T.; & Keszthelyi, L. 1997. Emplacement of continental flood

basalts flows. In: Mahoney JJ, Coffin M (eds.) Large Igneous Provinces, Am.

Geophys. Union Geophys. Monogr. 100: 381-410.

Self, S.; Keszthelyi, L. & Thordarson, T. 1998. The importance of

pahoehoe

Annual Reviews Earth Planetary Science 26:81-110.

Shaw, H.& Swanson, D. 1970. Eruption and flow rates of flood basalts. Second

Columbia River Basalt Symposium, 1970, Cheney, Washington. Proceedings….

Cheney, pp. 271-299.

Stothers, R.B. & Rampino, M.R. 1990. Periodicity in flood basalts, mass extinctions

and impacts: a statistical view and a model. Geological Soc. of America Special

Paper 242:9-18.

Peterson, D.W. & Tilling, R.I. 1980. Transition of basaltic lava from

pahoehoe

aa, Kilauea Volcano, Hawaii: field observations and key factors. Journal of

Volcanology and Geothermal Research 7:271-293.

Turner, S.; Regelous, M.; Kelley, S.; Hawkeswort, C.J. & Mantovani, M.S.M. 1994.

Magmatism and continental break-up in the South atlantic: high precision

40Ar/39Ar geochronology. Earth and Planetary Science Letters 121:333-348.

Waichel, B.L.; Lima, E.F.; Lubachesky, R. & Sommer, C.A. 2006.

Pahoehoe

flows

from the central Paraná Continental Flood Basalts. Bulletin of Volcanology (no

prelo).

Wignall, P. B. 2001. Large igneous provinces and mass extinctions. Earth and

Science Reviews 53:11-33.

Wilmouth, R.A. & Walker, G.P.L. 1993. P-Type and S-type

pahoehoe

: a study of

vesicle distribution patterns in Hawaiian lava flows. Journal of Volcanology and

Geothermal Research 55:129-142.

VI CONCLUSÕES

Os estudos realizados na porção central da PBCP abordando a estruturação de

derrames e as interações entre lavas e sedimentos possibilitaram as seguintes

conclusões:

•

a morfologia dos derrames e diversas estruturas identificadas nos

basaltos da FSG permitem classifica-los como dos tipos

pahoehoe

‘a‘a

com o predomínio de derrames do tipo

pahoehoe

simples e compostos;

•

a terminologia utilizada para a descrição dos derrames em sistemas

vulcânicos ativos, mostrou-se apropriada para os trabalhos de campo

desenvolvidos na FSG;

•

os derrames na porção oeste do Paraná possuem extensão de no máximo

50 km e comparativamente, são menores que os derrames do Columbia

River Basalt e da PBC do Deccan. Esta característica pode estar

relacionada com a predominância de derrames do tipo

pahoehoe

compostos na área estudada;

•

foram identificados lobos e derrames na área estudada. Os lobos do tipo

P (

pipe

), possuem vesículas em forma

pipe

s na base e bordas maciças e

os do tipo S (

spongy

) são caracterizados pela distribuição homogênea das

vesículas. A utilização dos termos S e P deve ser restrita aos lobos que

podem ser delineados em afloramento;

•

a predominância de lobos do tipo P nos derrames

pahoehoe

compostos

pode ser relacionada com o rompimento e geração de pequenos lobos na

porção distal de espessos derrames inflados, a característica destes lobos

indicam um longo tempo de residência das lavas, em um sistema de

distribuição antes da extrusão;

•

os derrames maciços possivelmente constituem a porção central de

espessos derrames inflados, mas a falta de exposição e ausência de

estruturas internas distintivas dificultam a determinação precisa do tipo

de derrame. No entanto, os contatos basais destes derrames não exibem a

erosão do topo do derrame sotoposto, indicando um fluxo laminar na

colocação destes.

•

as diversas feições de superfície relacionadas com derrames

pahoehoe

‘a‘a

e tipos associados (

pahoehoe

tipo pasta-de-dente e em placas)

encontram-se bem preservadas na área e são de fácil reconhecimento;

•

os derrames podem ser divididos em relação ao conduto em três porções:

proximal, mediana e distal. Na porção proximal os derrames

pahoehoe

são espessos (40-70 m), possuem a crosta superior e o núcleo maciço

bem delimitado. Na porção mediana predominam derrames

pahoehoe

simples com espessura entre 20 e 30 m, localmente ocorrem derrames

compostos. Na porção distal, que marca a frente de avanço do derrame,

predominam derrames compostos de até 5 m de espessura, formados por

lobos de pequena espessura (<2 m);

•

o vulcanismo na área caracterizou-se por baixas taxas de erupção,

responsáveis pela geração de derrames tipo

pahoehoe

. Estimativas

realizadas por Waichel et al. (2006) em derrames selecionados na área

(25 metros de espessura) indicam um período de tempo da ordem de 33

meses para a formação de um fluxo inflado;

•

os peperitos foram gerados pela interação entre derrames e sedimentos

úmidos, predominantemente silte e argila, depositados em um ambiente

lacustre. Estes sedimentos indicam uma mudança climática que ocorreu

entre a erupção da porção basal da FSG, associada com ambiente

desértico (Formação Botucatu) e a porção superior associada com

ambiente lacustre. Nesta fase interrupções no vulcanismo possibilitaram

a deposição de sedimentos em pequenos lagos estabelecidos sobre os

derrames;

•

foram identificados dois domínios de peperito: tipo 1 com forma de lente

ou domo, espessuras de até 4 m e extensão de até 80 m. Este tipo foi

formado pela interação de derrames pouco espessos (até 5 m) com

sedimentos úmidos que preenchiam depressões na superfície dos

derrames subjacentes. O tipo 2 ocorre na forma de camadas com

espessura entre 0,3 e 1,5 m e foram gerados quando derrames espessos

(20-30 m) fluíram sobre os sedimentos;

•

a presença de sedimento vesiculado, sedimento preenchendo vesículas e

fraturas e a deformação de estruturas sedimentares indicam que o

sedimento estava inconsolidado ou pouco consolidado e úmido quando

da geração dos peperitos;

•

o rompimento de grandes clastos ígneos em clastos menores é uma feição

comumente observada, e indica que a formação de filmes de vapor, ao

longo do contato lava/sedimento foi eficiente e facilitou o processo de

mingling. A baixa permeabilidade do sedimento (silte e argila) foi

determinante neste processo e na geração dos peperitos fluidais;

• rochas vulcânicas e texturas relacionadas com a fase explosiva do

processo de interação magma-água não foram observadas. Sendo que o

contato direto entre lava e sedimento foi observado em áreas reduzidas e

ocorre devido ao colapso do filme de vapor, relacionado com

instabilidades locais ou passagem de ondas de choque;

• as texturas presentes nos peperitos fluidais indicam que os principais

fatores que influenciaram no mingling entre lava e sedimentos foram: 1-

as propriedades da lava (baixa viscosidade), 2- a presença de sedimentos

inconsolidados a pouco consolidados e úmidos e 3- um evento único na

interação entre lava e sedimento. Neste ambiente os peperitos eram

formados na base do derrame e processos posteriores, como a inflação do

derrame e a extrusão de outros derrames, não causaram perturbações nos

domínios de peperito gerados previamente;

• o vulcanismo básico da FSG, conforme os trabalhos realizados na porção

oeste do Paraná, pode ter sido estruturado predominantemente por lavas

do tipo pahoehoe, tanto simples como compostos, associados com fluxos

inflados. Estas evidências contrariam a estruturação convencionalmente

estabelecida para a FSG onde os derrames são espessos, maciços e com

geometria tabular. Esta aparente organização pode ser também gerada

pela amalgamação de sucessivos e simultâneos lobos de lavas.

• a estruturação da FSG a partir do empilhamento sucessivo de derrames

espessos, maciços e com geometria tabular deve-se provavelmente a

carência de trabalhos básicos de mapeamento que enfoquem os aspectos

vulcanológicos.

• o modelo de organização dos derrames no oeste do Paraná pode ser

estendido para outras áreas da FSG, tendo em vista que estruturações

semelhantes foram identificadas no Rio Grande do Sul e Santa Catarina.

Este fato aponta a necessidade de uma reavaliação da estratigrafia da

FSG em trabalhos futuros.

Referências bibliográficas

ANDERSON, D. L. The sublithospheric mantle as a source of continental flood basalts;

the case against the continental lithosphere and plume head reservoirs.

Earth Planet.

Sci. Lett

. 123, p. 269-280, 1994.

ANDERSON, A. T.; SWIHART, G, H.; ARTIOLI, G.; GEIGER, C. A. Segregations

vesicles, gas filter-pressing and igneous differentiation.

J. Geol

. 92, p. 55-72, 1984

AUBELE, J. C.; CRUMPLER, L. S.; ELSTON, W.E. Vesicle zonation and vertical

structure of basalt flows.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 35, p. 349-374, 1988.

BELLIENI, G.; COMIN-CHIARAMONTI, P.; MARQUES, L. S.; MELFI, A. J.;

PICCIRILLO, E. M.; NARDY, A. J. R.; ROISENBERG, A. High- and Low Ti flood

basalts from the Paraná plateau (Brazil): Petrogenetic and geochemical aspects bearing

on their mantle origin.

Neues. Jahrb. Mineral. Abh

. 150, p. 272-306, 1984.

BONDRE, N. R.; DURAISWAMI, A.; DOLE, G. Morphology and emplacement of

flows from the Deccan Volcanic Province, India.

Bull. Volcanol.

66, p. 29-45, 2004.

BRANNEY, M.. Isolated pods of subaqueous welded ash-flow tuff: a distal facies of the

Capel Curig Volcanic Formation (Ordovician), North Wales.

Geol. Mag

. 123, p. 589-

590, 1986.

BROOKS, E. R.; WOOD, M. M.; GARBUTT, P. L.. Origin and metamorphism of

peperite and associated rocks in the Devonian Elswell Formation, northern Sierra

Nevada, California.

Geol Soc. Am. Bull

. 93, p. 1208-1231, 1982.

BUSBY-SPERA, C. J.; WHITE, J. D. L. Variation in peperite textures associated with

differing host-sediment properties.

Bull. Volcanol

. 49, p. 765-775, 1987.

BYERLY, G. R., SWANSON, D. A. Invasive Columbia basalts flows along the

northwest margin of the Columbia Plateau.

Geol. Soc. Am. Abstr. Programs

10, p.98,

1978.

CALVARI, S; PINKERTON, H. Formation of lava tubes and extensive flow-field

during the 1991-1993 eruption of Mount Etna.

J. Geophys. Res

. 103, p. 27291-27301,

1998.

CAROFF, M.; MAURY, R. C.; COTTON, J.; CLEMENT, J.P. Segregation structures

in vapor-differentiated basaltic flows.

Bull. Volcanol

. 62,

171-187, 2000.

CAS, R. A. F.; EDGAR, C.; ALLEN, R. L.; BULL, S.; CLIFFORD, B. A.,

GIORDANO, G.; WRIGHT, J. V. Influence of magmatism and tectonics on

sedimentation in an extensional lake basin: the Upper Devonian Bunga Beds, Boyd

Volcanic Complex, southeastern Australia. In: White, J.D.L., Riggs, N.R. (Eds.),

101

Volcanoclastic Sedimentation in Lacustrine Settings

. Int. Assoc. Sediment. Spec.

Publ. 30, p. 83-108, 2001.

CAS, R. A. F.; WRIGTH, J. V.

Volcanic successions: modern and ancient

. London,

Allen & Unwin, 1997.

CASHMAN, K. V.; MANGAN, M. T.;; NEWMAN, S. Surface degassing and

modifications to vesicle size distributions in active basalt flow.

J. Volcanol. Geotherm.

Res

. 61, p. 45-68, 1994.

CASHMAN, K. V.; KAUAHIKAUA, J. P. Reevaluation of vesicle distributions in

basaltic lava flows.

Geology

25, p. 419-422, 1997.

CASHMAN, K. V; THORNBER, C.; KAUAHIKAUA, J. P. Cooling and cristalization

of lava in open channels and the transition of pahoehoe lava to aa.

Bull. Volcanol

. 61,

p. 306-323, 1999.

COFFIN, M. F.; ELDHOLM, O. Volcanism and continental break-up: a global

compilation of large igneous provinces.

Geol Soc. of London Spec. Publ

. 68, p. 17-30,

1992.

COURTILLOT, V.; BESSE, J.; VANDAMME, D.; MONTIGNY, R.; JAEGER, J. J.;

CAPPETTA, H. Deccan flood basalts at the cretaceous/Tertiary boundary.

Earth

Planet. Sci. Lett

. 80,

361-374, 1986.

DADD, K. A.; VAN WAGONER, N. A. Magma composition and viscosity controls on

peperite texture; an example from Passamaquoddy Bay, southeastern Canada. In:

Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and products of

Magma-Sediment Mingling.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 114, p. 63-80, 2002.

De GOËR, A.; VINCENT, P.; CAMUS, G. Must we still use the term “peperite”? A

review of the type peperites of Scrope, In Limagne, France. IAVCEI Int. Volcanol.

Congress, Cape Tow,

Abstracts…

, p. 16, 1998.

DESHMURKH, S. S. Petrographic variations in compound flows of Deccan Traps and

their significance. In: Subbarao, K. V. (ed.) Deccan flood basalts. Bangalore, Índia.

Mem. Geol. Soc. India

10, p. 305-319, 1988.

DOYLE, M. G. Clast shape and textural associations in peperite as a guide to

hydromagmatic interactions: Upper Permian basaltic and basaltic andesite examples

from Kiama, Australia.

Aust. J. Earth Sci

. 47, p. 167-177, 2000.

DULLFORCE, T. A.; BUCHANAN, D. J.; PECKOVER, R. S.. Self-triggering of

small-scaale fuel coolant interactions, I. Experiments.

J. Appl. Phys

. 9, p. 1295-1302,

1976

DURAISWAMI, R. A.; BONDRE, N.; DOLE G.; PHADNIS, V. M.; KALE, V. S.

Tumuli and associated features from the western Deccan Volcanic Province, India.

Bull.

Volcanol.

63, p. 435-442, 2001.

DURAISWAMI, R. A.; BONDRE, N.; DOLE, G. Morphology and structure of flow-

lobe tumuli from Puni e Dhule areas, western Deccan Volcanic Province.

J. Geol. Soc.

India

60, p. 57-65, 2002.

DURAISWAMI, R. A.; DOLE, G.; BONDRE, N. Slabby pahoehoe from the western

Deccan Volcanic Province: evidence for incipient pahoehoe-aa transitions.

J. Volcanol.

Geotherm. Res

. 121, p. 195-217, 2003.

102

FINK, J. H.; FLETCHER, R. C. Ropy pahoehoe surface folding of a viscous fluid

. J.

Volcanol. Geotherm. Res

. 4, p. 151-170, 1978.

FRÖLICH, G. Propagation of fuel-coolant interactions in multi-jet experiments with

molten tin.

Nucl. Eng. Des.

131, p. 209-2211, 1991.

GOFF, F. Vesicle cylinders in vapor-differentiated basalt flows.

J. Volcanol.

Geotherm. Res

. 71, p. 167-185, 1996.

GOTO, Y.; McPHIE, J.. A Miocene basanite peperitic dyke at Stanley, northwestern

Tasmania, Australia.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 74, p. 111-120, 1996.

GUIDICINI, G. Derrames secundários em basaltos.

Bol. Soc. Bras. de Geol

. 19, p. 91-

93, 1970.

HANSON, R. E.; HARGROVE, U. S.. Processes of magma/wet sediment interaction in

a large-scale Jurassic andesitic peperite complex, northern Sierra Nevada, California.

Bull. Volcanol.

60, p. 610-626, 1990.

HANSON, R. E.; WILSON, T. J. Large-scale rhyolitic peperites (Jurassic, southern

Chile).

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 54, p. 247-264, 1993.

HELZ, R. T.; HELIKER, C.; HON, K., MANGAN, M. Thermal efficiency of lava tubes

in the Pu‘u ‘O‘o-Kupaianaha eruption.

U.S. Geol. Survey Prof. Paper

1676, p. 105-

120, 2003.

HELZ, R.; THORNBER, C. Geothermometry of Kilauea Iki lava lake.

Bull. Volcanol.

49, p. 651-668, 1987.

HENRY, R. E.; MIYAZAKI, K. Effects of system pressure on the bubble growth from

highly superheated water droplets. In: Bankoff, S.G. (Ed.),

Topics

in two-phase

transfer and flow.

American Society of Mechanical Engineers, New York, p. 1-10,

1978.

HO, A. M.; CASHMAN, K. V. Temperature constraints on the Ginkgo flow of the

Columbia River Basalt Group.

Geology

25, p. 403-406, 1997.

HON, K.; KAUAHIKAUA, J.; DENLINGER, R.; MACKAY, K. Emplacement and

inflation of pahoehoe sheet flows: Observations and measurements of active lava flows

on Kilauea Volcano, Hawaii.

Geol. Soc. Am. Bull

. 106, p. 351-370, 1994.

HON, K.; GANSECKI, C.; KAUAHIKAUA, J. The transition from ‘a‘a to pahoehoe

crust on flows emplaced during the Pu‘u ‘O‘o-Kupaianaha eruption.

U.S. Geol. Survey

Prof. Paper

1676, p. 89-103, 2003.

JERRAM, D.; MOUNTNEY, N.; HOLZFORSTER, F.; STOLLHOFEN, H. Internal

stratigraphyc relationships in the Etendeka Group in the Huab Basin, NW Namibia:

understanding the onset of flood volcanism.

J. Geodynam

. 28, p. 393-418, 1999.

JERRAM, D. A.; STOLLHOFEN, H. Lava/sediment interaction in desert settings: are

all peperite-like textures the result of magma-water interaction? In: Skilling, I.P., White,

J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and products of Magma-Sediment

Mingling.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 114, p. 231-249, 2002.

JERRAM, D. A.; WIDDOWSON, M.. The anatomy of Continental Flood Basalt

Provinces: geological constraints on the processes and products of flood volcanism.

Lithos

79, p. 385-405, 2005.

103

KANO, K. Middle Miocene volcanoclastic diques at Kukedo, Shimane Peninsula, SW

Japan: fluidization of volcanoclastic beds by emplacement of synvolcanic andesites

dikes. In: Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and

products of Magma-Sediment Mingling.

J. Volcanol. Geotherm. Res.

114, p. 81-94,

2002.

KAUAHIKAUA, J., SHERROD, D. R.; CASHMAN, K. V.; HELIKER, C.; HON, K.;

MATTOX, T. N.; JOHNSON J. Hawaian lava-flow dynamics during the Pu‘u ‘O‘o-

Kupaianaha eruption: A tale of two decades.

U.S. Geol. Survey Prof. Paper

1676, p.

63-88, 2003.

KAYLA, K. L. Mapping the thickness of Deccan Trap flows in Índia from DSS studies

and inferences about a hidden Mesozoic basin in the Narmada-Tapti region. In:

Subbarao, K. V. (ed.) Deccan flood basalts. Bangalore, Índia.

Mem. Geol. Soc. India

10: 91-116, 1988.

KESZTHELYI, L. A preliminary thermal budget for lava tubes on the Earth and

planets.

J. Geophys. Res

. 100, p. 20411-20420, 1995.

KESZTHELY, L.; SELF, S. Some physical requirements for the emplacement of long

basaltic lava flows.

J. Geophys. Res

. 103, p. 27447-27464, 1998.

KESZTHELY, L.; SELF, S., THORDARSON, T. Application of recent studies on the

emplacement of basaltic lava flows to the Deccan Traps. In: Subbarao K.V. (ed) Deccan

flood basalts.

Mem. Geol. Soc. India

10, p. 485-520, 1999.

KILBURN, C. Pahoehoe and aa lavas: a discussion and continuation of the model of

Peterson and Tilling.

J. Volcanol. Geotherm. Res.

11, p. 373-389, 1981.

KILBURN, C. Surfaces of Aa flows-fields on Mount Etna, Sicily: Morphology,

rheology, crystallization and scaling phenomena. Fink, J.H. (ed.)

Lava Flows and

Domes

, Berlin, Springer-Verlag, p. 129-156, 1990.

KING, S. D.; ANDERSON, D. L. An alternative mechanism of flood basalt formation.

Earth Planet. Sci. Lett

. 136, p. 269-279, 1995

KOKELLAAR, B. P.. Fluidization of wet sediments during the emplacement and

cooling of various igneous bodies.

J Geol. Soc. London

139, p. 211-233, 1982.

LEAT, P. T. Interaction of a rheomorfic peralkaline ash-flow tuff and underlying

deposits, Menengai Volcano, Kenya.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 26, p. 131-145,

1985.

LIPMAN, P. W.; BANKS, N. G. Aa flow dynamics, Mauna Loa. Decker, R.W.;

Wright,T.L. and Stauffer, P.H. (eds.).

US Geological Survey Prof. Paper

1350, p.

1527-1567, 1984.

LORENZ, B. E. Mud-magma interactions in the Dunnage Mélange, Newfoundland. In:

Kolelaar, B.P., Howells, M. (Eds.), Volcanic and Associated Sedimentary and Tectonic

Processes in Modern and Ancient Marginal Basins

, Geol. Soc. London. Spec. Publ

. 16,

p. 271-277, 1984.

MACDONALD, G. A. Pahoehoe, aa and block lava.

Am. J. Sci.

251, p. 169-191, 1953.

MANTOVANI, M. S. M.; MARQUES, L. S.; DE SOUSA, M. A.; CIVETTA, L.;

ATALLA, L.; INNOCENTI, F. Trace element and strontium isotope constraints on the

origin and evolution of Paraná continental flood basalts of Santa Catarina State,

southern Brazil.

J. Petrol

., 26, p. 187-209, 1985.

104

McBIRNEY, A.; MURASE, T. Rheological properties of magmas.

Annual Rev. of

Earth and Planet. Sci

. 12,p. 337-357, 1984.

MELFI, A. J.; PICCIRILLO, E. M.; NARDY, A. J. R. Geological and magmatic aspects

of the Paraná Basin an introduction. In: Piccirillo E. M., Melfi A. J. (eds.)

The

Mezosoic Flood Volcanism of tha Paraná Basin: Petrogenetic and Geophysical

Aspects

. IAG-USP, p. 1-13, 1988.

MILLS, A. A.. Pillow lavas and the Leidenfrost effect.

J. Geol. Soc. London

, 1411, p.

183-186, 1984.

MILNER, S. C.; DUNCAN, A. R.; WHITTINGHAM, A. M.; EWART, A. Trans-

Atlantic correlation of eruptive sequences and individual silicic volcanic units within

the Paraná-Etendeka igneous province.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 69, p. 137-157,

1995.

MINCATO, R. L.

Metalogenia dos elementos do grupo da platina com base na

estratigrafia e geoquímica da Província Ígnea Continental do Paraná

. São Paulo.

172p. Tese de Doutorado em Geociências, Instituto de Geociências, Universidade de

Campinas, 2000.

MOLER, W. A.; CABRERA, J. G. Características de fundações sobre rochas basálticas.

In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA E ENGENHARIA, 1, 1976, Rio de

Janeiro.

Anais...

Rio de Janeiro, SBG, v. 2, p. 197-216, 1976.

MORGAN, W. J. Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian oceans. In:

Emiliani, C. (ed.)

The sea: The oceanic lithosphere

. New York. Willey. P. 443-487,

1981.

NURNBERG, D.; MULLER, R. D. The tectonic evolution of the South Atlantic from

late Jurassic to present.

Tectonophysics

, 191. p. 123-139, 1991.

OZE, C.; WINTER, J. D. The occurrence, vesiculation and solidification of dense blue

glassy pahoehoe.

J. Volcanol. Geotherm. Res.

142: 285-301, 2005.

PEATE, D. W. The Paraná-Etendeka Province. In: Mahoney JJ, Coffin M (eds.) Large

Igneous Provinces,

Am. Geophys. Union Geophys. Monogr

. 100, p. 217-245, 1997.

PEATE, D. W.; HAWKESWORT, C. J., MANTOVANI, M. S. M. Chemical

stratigraphy of the Paraná lavas (South America): classification of magma types and

their spatial distribution.

Bull. Volcanol

. 55, p. 119-139, 1992.

PEATE, D. W.; HAWKESWORT, C. J., MANTOVANI, M. S. M; ROGERS, N. W.;

TURNER, S. P. Petrogenesis and stratigraphy of the high-Ti/Y Urubici magma type in

the Paraná flood basalt province and implications for the nature of Dupal-type mantle in

the South Atlantic region.

J. Petrol.

40, p. 451-473, 1999.

PETERSON, D. W.; TILLING, R. I. Transition of basaltic lava from pahoehoe to aa,

Kilauea Volcano, Hawaii: field observations and key factors.

J. Volcanol. Geotherm.

Res.

7, p. 271-293, 1980.

PETRY, K.; ALMEIDA, D. P. M.; ZERFASS, H.; DANIELI, C.. Dinâmica da

interação de lavas e areias – Formação Serra Geral, Torres, RS, Brasil. II SIMPÓSIO

SOBRE VULCANISMO E AMBIENTES ASSOCIADOS.

Resumos....

SBG-Núcleo

Norte, Belém, p. 63, 2002.

105

PINKERTON, H.; SPARKS, R. S. J. The 1975 sub-terminal lavas, Mount Etna: A case

history of the formation of a coumpound lava field.

J. Volcanol. Geotherm. Res.

1, p.

176-182, 1976.

PUFFER, J. H.; HORTER, D. L. Origin of pegmatitic segregation veins within flood

basalts.

Geol. Soc. of Am. Bull

. 105, p. 738-748, 1993.

RAWLINGS, D. J.; WATKEYS; M. K., SWEENEY, R. J. Peperitic upper margin of an

invasive flow, Karoo flood basalt province, northern Lebombo.

S. Afr. J. Geol

. 102, p.

377-383, 1999.

REIDEL, S. P. Stratigraphy and petrogenesis of the Grande Ronde basalt from the deep

canyon country of Washington, Oregon and Idaho.

Geol. Soc. of Am. Bull

. 94, p. 519-

542, 1983.

REIDEL, S. P. Emplacement of Columbia River flood basalt.

J. Geophys. Res

. 103, p.

27393-27410, 1998.

REIDEL, S. P.; TOLAN, T. L. Eruption and emplacement of River flood basalt. An

example from the large-volume Teepee Butte member, Columbia River basalt Group.

Geol. Soc. Am. Bull.

104, p. 1650-1671, 1992.

RENNE, P. R.; ERNESTO, M.; PACCA, I. G.; COE, R. S.; GLEN, J. M.; PRÉVOT,

M.; PERRIN, M. The age of Paraná flood volcanism, rifting of Gondwanaland and the

Jurassic-Cretaceous boundary.

Science

258, p. 975-979, 1992.

RICHARDS, M. A.; DUNCAN, R. A.; COUTILLOT, V. Flood basalts and hot spot

tracks: plume head and tails.

Science

246, p. 103-107, 1989.

ROSS, P. S.; UKSTINS PEATE, I.; McCLINTOCK, M. K.; XU, Y. G.; SKILLING, I.

P.; WHITE, J. D. L.; HOUGHTON, B. F. Mafic volcanoclastic deposits in flood basalts

provinces: A review.

Volcanol. Geotherm. Res.

145, p. 281-314, 2005.

ROWLAND, S. K.; WALKER, G. P. L. Toothpaste lava: characteristics and origin of a

lava-structural type transitional between pahoehoe and aa.

Bull. Volcanol

. 49, p. 631-

64, 1987.

ROWLAND, S. K.; WALKER, G. P. L. Pahoehoe and aa in Hawaii: volumetric flow

rate controls the lava structure.

Bull. Volcanol

52, p. 631-64, 1990.

SCHERER C. M. S. Preservation of Aeolian genetic units by lava flows in the Lower

Cretaceous of the Paraná Basin, southern Brazil.

Sedimentology

49, p. 97-116, 2002.

SCHMINCKE, H. U.

Volcanism

. Berlin, Springer-Verlag, 2004.

SCHMINKE, H. U. Fused tuff and peperites in south-central Washington.

Geol Soc.

Am. Bull.

78, p. 319-330. 1967.

SELF, S.; KESZTHELYI, L.; THORDARSON, T. The importance of pahoehoe

. Annu.

Rev. Earth Planet. Sci

. 26, p. 81-110, 1998.

SELF, S.; THORDARSON, T.; KESZTHELYI, L. Emplacement of continental flood

basalts flows. In: Mahoney JJ, Coffin M (eds.) Large Igneous Provinces,

Am. Geophys.

Union Geophys. Monogr

. 100, p. 381-410, 1997.

SELF, S.; THORDARSON, T.; KESZTHELYI, L.; WALKER, G. L. P.; HON, K.;

MURPHY, M. T.; LONG, P.; FINNEMORE, S.. A new model for the emplacement of

Columbia River basalt as large, inflated pahoehoe lava flows fields.

Geophy. Res. Lett.

23, p. 2689-92, 1996.

106

SHAW, H; SWANSON, D. Eruption and flow rates of flood basalts. Second Columbia

River Basalt Symposium, 1970, Cheney, Washington.

Proceedings…

. Cheney, p. 271-

299, 1970.

SHETH, H. C.; PANDE, K.; BHUTANI, R. Ar-Ar ages of Bombay trachytes: Evidence

for a Palaeocene phase of Deccan volcanism.

Geophys. Res. Lett

. 28, p. 3513-3516,

2001.

SKILLING, I. P.; WHITE, J. D. L.; McPHIE, J. Peperite: a review of magma-sediment

mingling. In: Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite: Processes and

products of Magma-Sediment Mingling.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 114, p. 1-17.

2002.

SOLANA, M. C.; KILBURN, C. R. J.; RODRIGUES E.; APARICIO, A. Fast

emplacement of extensive pahoehoe flow-fields: the case of the 1736 flows from

Montanã de las Nueces, Lanzarote.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 132, p. 189-207,

2004.

SQUIRE, R. J.; McPHIE, J. Characteristics and origin of peperite involving coarse-

grained host sediment. In: Skilling, I.P., White, J.D.L., McPhie, J. (Eds.), Peperite:

Processes and products of Magma-Sediment Mingling.

J. Volcanol. Geotherm. Res

114, p. 45-61, 2002.

STOTHERS, R. B.; RAMPINO, M. R. Periodicity in flood basalts, mass extinctions and

impacts: a statistical view and a model.

Geol. Soc. of Am. Spec. Paper

242, p. 9-18,

1990.

SUBBARAO, K. V. Deccan flood basalts. Bangalore, Índia.

Mem. Geol. Soc. India

10,

393p. 1988

SUBBARAO, K. V. Deccan Volcanic Province. Bangalore, Índia.

Mem. Geol. Soc.

India

43, 547p. 1999.

SWANSON, D. A. Pahoehoe flows from the 1969-1971 Mna Ulu eruption, Kilauea

Volcano, Hawaii.

Geol. Soc. Am. Bull

. 84, p. 615-626, 1973.

SWANSON, D.; WRIGHT, T. L.; HOOPER, P. R.; BENTLEY, R. D.. Revisions in

stratigraphic nomenclature of the Columbia River Basalt Group.

U.S. Geol. Sur. Bull

1457-G, 59p. 1979.

SWANSON, D.; WRIGHT, T. The regional approach to studying the Columbia River

Basalt Group.

Memoir.

Geol. Soc. India

, 3, p. 58-80, 1980.

THEOFANOUS, T.G. The study of steam explosion in nuclear systems.

Nucl. Eng.

Des

. 155, p. 1-26, 1986.

THORDARSON, T.; SELF, S. The Roza member, Columbia River Basalt Group: a

gigantic pahoehoe lava flow field formed by endogenous processes?

J. Geophys. Res.

103, p. 27411-27445, 1998.

TOLAN, T. L.; REIDEL, S. P.; BEESON, M. H.; ANDERSON, J. L.; FECHT, K. R.;

SWANSON, D. A. Revisions to the estimative of the areal extent and volume of the

Columbia River Basalt Group. Volcanism and tectonism in the Columbia River Flood

Basalt Province, Reidel S.P. and Hooper P.R. (eds.),

Spec. Pap. Geol. Soc. Am

. 239, p.

1-20, 1989.

107

TURNER, S.; REGELOUS, M.; KELLEY, S.; HAWKESWORT, C. J.; MANTOVANI,

M. S. M. Magmatism and continental break-up in the South Atlantic: high precision

40Ar/39Ar geochronology.

Earth Planet. Sci. Lett

. 121, p. 333-348, 1994.

WAICHEL, B. L.; LIMA, E. F.; SOMMER, C. A.; LUBACHESKY, R. Derrames do

tipo pahoehoe na porção central da Bacia do Paraná – Formação Serra Geral. XLII

CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, Araxá. SBG, Anais ... p.238. 2004.

WAICHEL, B. L.; LIMA, E. F.; LUBAACHESKY, R.; SOMMER, C. A. Peperitos da

Formação Serra Geral: um exemplo da porção oeste do estado do Paraná. III

SIMPÓSIO DE VULCANISMO E AMBIENTES ASSOCIADOS, Cabo Frio-RJ. SBG,

In: Anais ...p. 213-217, 2005.

WAICHEL, B. L.; LIMA, E. F.; LUBACHESKY, R.; SOMMER, C. A. Pahoehoe flows

from the central Paraná Continental Flood Basalts.

Bull. Volcanol

. 68. p. 599-610,

2006.

WALKER, G. P. L. Compound and simple lava flows and flood basalts.

Bull.

Volcanol

. 35, p. 579-590, 1971.

WALKER, G. P. L. Pipe vesicles in hawaiian basaltic lavas: their origin and potential as

paleoslope indications.

Geology

15, p. 84-87, 1987.

WALKER, G. P. L. Spongy pahoehoe in Hawaii: A study of vesicle-distribution

patterns in basalt and their significance.

Bull. Volcanol

. 51, p. 199-209, 1989.

WALKER, G. P. L. Structure and origin by injection of lava under surface crust, of

tumuli, “lava rises”, “lava-rise pits”, and “lava-inflation clefts” in Hawaii.

Bull.

Volcanol

. 53: 546-558, 1991.

WHITE, R. S.; McKENZIE, D. A. Magmatism at rift zones: the generation of volcanic

continental margins and flood basalts.

J. Geophys. Res.

94, p. 7685-7729, 1989.

WHITE, J.D.L. Impure coolants and interaction dynamics of phreatomagmatic

eruptions

. J. Volcanol. Geotherm. Res

. 74, 155-1170, 1996.

WHITE, J.D.L.; McPHIE, J.; SKILLING, I. P. Peperite: a useful genetic term.

Bull.

Volcanol.

62, p. 65-66, 2000.

WIGNALL, P. B. Large igneous provinces and mass extinctions.

Earth-Science

Reviews

53, p. 11-33, 2001.

WILDNER, W.; SANDER, A.; ROMANINI, S. J. Texturas e estruturas dos lagos de

lava Serra Geral. II SIMPÓSIO DE VULCANISMO E AMBIENTES ASSOCIADOS.

Resumos....

SBG-Núcleo Norte, Belém, p. 106, 2002.

WILMOUTH, R. A.; WALKER G. P. L. P-Type and S-type pahoehoe: a study of

vesicle distribution patterns in Hawaiian lava flows.

J. Volcanol. Geotherm. Res

. 55,

p. 129-142, 1993.

WOHLETZ, K. H. Explosive magma-water interactions: thermodynamics explosion

mechanisms and field studies.

Bull. Volcanol.

48, p. 245-264. 1986

WOHLETZ, K. H.; SHERIDAN, M. F. Hydrovolcanic explosions II: Evolution of

basaltic tuff rings and tuff cones.

Am J. Sci.

283. p. 385-413, 1983.

YAMAMOTO, T. Phreatomagmatic explosions: basic problems of dynamic interactions

between magma and water.

Mem. Geol. Soc. Jpn

. 43, p. 63-72, 1994.

108

ZIMANOWSKI, B.; FRÖHLICH, G.; LORENZ, V. Quantitative experiments on

phreatomagmatic explosions.

J. Volcanol. Geotherm. Re

s. 48, 341-358, 1991.

ZIMANOWSKI, B.; FRÖHLICH, G.;SCHÜRMANN, S.; LORENZ, V. High

temperature entrapment explosions in a transparent system. NSF/JSPS AMIGO-IMI

Seminar, Santa Barbara, Calif.,

Proceedings…

.p. 193-200, 1995.

ZIMANOWSKI, B.; BÜTTNER, R.; LORENZ, V. Premixing of magma and water in

MFCI experiments.

Bull. Volcanol.

58, p. 491-495, 1997.

ZIMANOWSKI, B.; BÜTTNER, R.; LORENZ, V. HÄFELE, H. G. Fragmentation of

basaltic melt in the course of explosion volcanism.

J. Geophys. Res.

102, p. 803-814,

1997.

Livros Grátis
( http://www.livrosgratis.com.br )
 
Milhares de Livros para Download:
 
Baixar livros de Administração
Baixar livros de Agronomia
Baixar livros de Arquitetura
Baixar livros de Artes
Baixar livros de Astronomia
Baixar livros de Biologia Geral
Baixar livros de Ciência da Computação
Baixar livros de Ciência da Informação
Baixar livros de Ciência Política
Baixar livros de Ciências da Saúde
Baixar livros de Comunicação
Baixar livros do Conselho Nacional de Educação - CNE
Baixar livros de Defesa civil
Baixar livros de Direito
Baixar livros de Direitos humanos
Baixar livros de Economia
Baixar livros de Economia Doméstica
Baixar livros de Educação
Baixar livros de Educação - Trânsito
Baixar livros de Educação Física
Baixar livros de Engenharia Aeroespacial
Baixar livros de Farmácia
Baixar livros de Filosofia
Baixar livros de Física
Baixar livros de Geociências
Baixar livros de Geografia
Baixar livros de História
Baixar livros de Línguas

Baixar livros de Literatura
Baixar livros de Literatura de Cordel
Baixar livros de Literatura Infantil
Baixar livros de Matemática
Baixar livros de Medicina
Baixar livros de Medicina Veterinária
Baixar livros de Meio Ambiente
Baixar livros de Meteorologia
Baixar Monografias e TCC
Baixar livros Multidisciplinar
Baixar livros de Música
Baixar livros de Psicologia
Baixar livros de Química
Baixar livros de Saúde Coletiva
Baixar livros de Serviço Social
Baixar livros de Sociologia
Baixar livros de Teologia
Baixar livros de Trabalho
Baixar livros de Turismo
 
 