Mapeamento Geológico-Geofísico Da Região Da Foz Do Rio Canoas, Mococa, SP

UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS

Pedro Lian Tito Rosa

Mapeamento geológico-geofísico da região da foz do Rio Canoas, Mococa, SP

Campinas, novembro de 2018.

Pedro Lian Tito Rosa

Mapeamento geológico-geofísico da região da foz do Rio Canoas, Mococa, SP

Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Departamento de Geologia e Recursos Naturais do Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas como parte dos requisitos para a obtenção do título de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Gelvam André Hartmann

Campinas, novembro de 2018.

Enquanto eu viver, vou ouvir as cachoeiras e os pássaros e o vento cantando. Eu vou interpretar as rochas, aprender a linguagem das inundações, tempestades e avalanches. Eu vou me familiarizar com as geleiras e florestas selvagens. E chegarei tão perto do coração do mundo quanto eu puder.

John Muir (1838 – 1914)

Agradecimentos

Certa vez, Confúcio escreveu: “escolha um trabalho que você ame e não terá de trabalhar um só dia de sua vida”. Eis que geologia, mais que uma carreira, é uma paixão para mim. A minha curiosidade em compreender como funcionam as engrenagens do universo, colocou o Planeta Terra como ponto de partida nessa busca.

Em primeiro lugar, agradeço a Deus, por me proporcionar um universo tão belo. Agradeço profundamente aos meus pais, Luiz Tito Rosa Júnior, com sua iluminação e sabedoria, e Marinês Lian Tito Rosa, com seu carinho e amor, que sempre me incentivaram em minhas escolhas e moldaram, substancialmente, a pessoa que sou hoje. Agradeço, também, a meu irmão, André Lian Tito Rosa, o companheiro mais confiável que poderia ter e minha namorada, Paula Araújo Petrizi, pelo amor e paciência nos momentos conturbados da minha graduação.

Tenho imensa admiração e gratidão por meus avós: Luiz Tito Rosa, Dirce Zanguetim Tito Rosa, Issa Lian e Marlene Lopes Lian, cujos exemplos, quero sempre seguir. E a todos os meus tios e primos, cuja lista ficaria demasiadamente longa se aqui citada. Muito me orgulha a família que tenho.

Agradeço o esforço dos meus professores e de todos os funcionários da Unicamp, sem os quais este momento não seria possível. Em especial gostaria de destacar meu orientador Gelvam André Hartmann e meu antigo orientador Lisandro Pavie Cardoso. Agradeço também ao Laboratório de Geofísica da Unicamp, pelo empréstimo dos equipamentos utilizados nesse trabalho. Também agradeço aos Geólogos Dirceu Pagotto Stein, Rubens Borges da Silva e Paulo Roberto Bernardes, com os quais trabalhei no fim de minha graduação e muito aprendi. Gostaria de citar ainda o grande geólogo brasileiro: Fernando Flávio Marques de Almeida (1916–2013), cuja experiência e conhecimento muito me inspiraram durante a graduação.

Não posso me esquecer daqueles que enfrentaram todos os desafios acadêmicos do meu lado, seja virando a noite redigindo relatórios intermináveis ou de um bar para outro após uma semana, digamos, intensa: João Bittar, Bruno Fadel, Lucca Franco, Vinícius Araújo, Raul Arquaz, Victor Schimidt, Gabriel Bueno e Paola Rosa.

Muito obrigado a todos, vocês foram essenciais!

Resumo O presente trabalho de conclusão de curso tem como foco a aplicação de ferramentas de geologia e geofísica no mapeamento geológico da região da foz do Rio Canoas, na área rural do município de Mococa (SP). Em trabalho de campo foram realizadas observações geológicas da área e a medição da susceptibilidade magnética e da emissão de radiação gama em 189 pontos espalhados na área de estudo. Posteriormente foram gerados mapas geofísicos através dos softwares ArcGIS e Oasis Montaj. Em conjunto com as observações de campo, esses mapas possibilitaram a elaboração de um mapa geológico da área, em escala 1:100.000. Este mapa delimitou cinco litologias principais: (a) arenitos e diamectitos, (b) siltitos avermelhados, (c) argilitos ricos em K, (d) sills de diabásio, e (e) aluviões recentes. Uma comparação minuciosa com a bibliografia geológica da região indica que tais unidades podem se referir, respectivamente, a (a) Formação Aquidauana, (b) Formação Tatuí, (c) Formação Corumbataí, (d) Formação Serra Geral e (e) Aluviões Quaternários. A comparação desse mapa e dos demais resultados obtidos com a bibliografia, em especial com o mapeamento do Estado de São Paulo realizado pela CPRM (2005), indica algumas diferenças marcantes, em especial no que se refere à extensão dos sills de diabásio e a geometria das litologias em foco. Os sills, que antes ocupavam cerca de 3,1% da área, passaram a ocupar 22,3% através do mapa de maior detalhe aqui produzido. Dessa forma, o trabalho realizado atuou no sentido de refinar o mapeamento da região. Além disso, foi possível a compilação de valores de susceptibilidade magnética e de concentração de K, U e Th das unidades supracitadas. Os valores de susceptibilidade magnética foram fundamentais na delimitação dos limites dos sills de diabásio, devido a sua susceptibilidade consideravelmente superior à das demais litologias. Foram observados valores baixos de potássio na maior parte da área, com exceção dos solos argilosos da Formação Corumbataí e das áreas aluvionares do Rio Pardo, que carreia esse elemento dos granitos e gnaisses do embasamento cristalino. O urânio e o tório apresentaram menores valores no domínio dos arenitos em relação ao domínio do diabásio, o que está ligado a maior afinidade desses elementos às partículas de granulometria mais fina comuns nos perfis de alteração de rochas máficas.

Sumário Resumo ...... 5 1. Introdução ...... 7 2. Localização e vias de acesso ...... 9 3. O Vale do Rio Canoas ...... 10 3.1. Aspectos fisiográficos ...... 10 3.2. Geologia Regional ...... 14 3.2.1. Compartimentação geológico estrutural do Brasil ...... 14 3.2.2. Geologia do Estado de São Paulo ...... 15 3.2.3. A Bacia Sedimentar do Paraná ...... 16 3.2.4. Litologias presentes na área de estudo ...... 18 4. Métodos ...... 22 4.1. Análises geológicas ...... 22 4.2. Levantamentos geofísicos...... 24 4.2.1. Gamaespectrometria ...... 24 4.2.1.1. Princípios ...... 24 4.2.1.2. Formas de ocorrência de K, U e Th na crosta terrestre ...... 26 4.2.1.3. Instrumentação ...... 28 4.2.2. Susceptibilidade Magnética ...... 29 4.2.2.1. Princípios ...... 29 4.2.2.2. Formas de ocorrência ...... 30 4.2.2.3. Instrumentação ...... 31 5. Resultados ...... 33 5.1. Litologia e pedologia ...... 33 5.2. Susceptibilidade magnética ...... 37 5.3. Gamaespectrometria ...... 39 5.3.1. Potássio ...... 39 5.3.2. Urânio e Tório ...... 40 5.3.3. Mapa ternário ...... 42 5.4. Mapa geológico da região da foz do Rio Canoas ...... 43 6. Discussão ...... 48 7. Conclusões ...... 52 8. Referências bibliográficas ...... 53 9. Anexos...... 56 9.1. ANEXO: Tabela de Medidas Geofísicas...... 56

1. Introdução O Estado de São Paulo apresenta uma ampla variedade de litologias, desde rochas essencialmente metamórficas em sua porção oriental a rochas sedimentares e vulcânicas no restante de sua extensão (Almeida et al., 1977). A porção oriental do Estado remonta ao evento orogenético neoproterozóico de amalgamação do paleocontinente Gondwana, enquanto que as porções sedimentares e vulcânicas compõem a Bacia Sedimentar do Paraná, depositadas durante o longo período de estabilidade gondwânico entre o Paleozóico e Mesozóico (Hasui et al., 2012). Em contradição com a complexidade lito-estrutural do Estado, seu mapeamento é bastante recente. Os principais mapas geológicos já elaborados são os de autoria do IPT (1981) e da CPRM (2005), em escalas 1:500.000 e 1:750.000, respectivamente. Esses mapas, de acordo com as escalas que foram confeccionados, carecem de detalhes. Algumas regiões necessitam de maiores detalhes geológicos, como é o caso da região da foz do Rio Canoas, a oeste da zona urbana de Mococa. Por exemplo, observa-se que nas proximidades da cidade de São José do Rio Pardo e Santa Rosa do Viterbo, os mapas desenvolvidos pelo IPT e pela CPRM apresentam um maior detalhamento quando comparados com a porção oeste do município de Mococa, apesar de se utilizarem das mesmas escalas. Observações de campo indicam que os limites litológicos podem diferir significativamente dos delimitados nos atuais mapas. Além disso, grandes estruturas podem estar presentes, visto a existência de expressivos lineamentos através de imagens aéreas. A observação geológica de campo é o método tradicional e mais amplamente utilizado na elaboração de mapas geológicos no Brasil. As observações compreendem, basicamente, a análise de afloramentos e a descrição da feição e composição mineralógica de amostras de rocha. A Geologia, entretanto, nem sempre leva a um consenso geral e abre espaço para diversas discussões a respeito da origem dos tipos litológicos que compõem a crosta (Teixeira et al., 2012). Dessa forma, tecnologias recentes como o sensoriamento remoto, a geofísica e a geoquímica vêm contribuindo, senão para eliminar as ambiguidades, mas ao menos, reduzi-las. A Física dos materiais da crosta, quando aplicada metodicamente, tem efeito muito positivo sobre o mapeamento de uma região (Lowrie, 1997). Por exemplo, a utilização da susceptibilidade magnética é excelente na discriminação de tipos litológicos ricos em minerais ferromagnéticos; ela pode auxiliar na discriminação de rochas ígneas máficas em contato com sedimentares (Kearey et al., 2009). A gamaespectrometria também é um método geofísico simples e muito eficaz na determinação dos teores de potássio (K), urânio (U) e tório (Th) nas rochas. Assim, podem-se diferenciar rochas ígneas ácidas (que em geral tem as maiores concentrações desses elementos) de rochas ígneas básicas. Rochas sedimentares de granulometria fina também podem ser diferidas das de

7 granulometria mais grosseira, já que aquelas, em geral, são mais ricas em K do que estas (Wilford, 1997). O objetivo principal deste estudo é melhorar e complementar os mapas geológicos antigos com base em levantamentos geológicos e geofísicos detalhados da região da Foz do Rio Canoas, Mococa (SP), obtendo por fim um mapa lito-estrutural em escala 1:100.000. Este trabalho está dividido em seis partes. Inicialmente, a área de estudo é localizada e suas vias de acesso indicadas. Na sequência é apresentada uma revisão bibliográfica, que aborda os aspectos fisiográficos da área e compila os trabalhos já publicados referentes à sua geologia. Os métodos são descritos, na seguinte ordem: análises geológicas, gamaespectrometria e susceptibilidade magnética. Apresentada toda a base teórica, são expostos os resultados obtidos no trabalho. Estes resultados são discutidos com base na bibliografia utilizada, indicando os novos inputs para a geologia da área estudada. Por fim, são apresentadas as conclusões do trabalho.

2. Localização e vias de acesso A área de estudo apresenta 252,15 km² e se localiza na área rural entre as cidades de Mococa e Cajuru, Estado de São Paulo (Fig. 1). A área está contida no retângulo formado pelas coordenadas geográficas 22°22’00’’, 22°30’00’’, 47°12’00’’ e 47°02’00’’. A área se encontra, mais especificamente, na região onde ocorre o deságue das águas do Rio Canoas no Rio Pardo, abrangendo parte do vale de ambos os rios. A altitude máxima atinge os 730 metros e a mínima, 530 metros em relação ao nível do mar. Na área são encontradas fazendas de cana de açúcar, laranja, batata, arroz, café e pastagens.

Figura 1: Mapa de localização da área de estudo: no Brasil e no Estado de São Paulo.

O acesso à área se dá pela Rodovia Abrão Assed (SP 338), que conecta as cidades de Mococa e Cajuru. A rota mais fácil de chegar à SP 338 é pela Rodovia Professor Boanerges Nogueira (SP 340), que interliga as cidades de Aguaí e Mococa, passando por Casa Branca. A Rodovia Abrão Assed (SP 338) se inicia no km 268 da SP 340 e segue a noroeste por 4,5 km até o sudeste da área de estudo.

3. O Vale do Rio Canoas

3.1. Aspectos fisiográficos A região de estudo se localiza na área rural, entre as cidades de Mococa e Cajuru, Estado de São Paulo. Faz parte da Região Metropolitana de Ribeirão Preto (RMRP). A ocupação da região iniciou-se em meados do século XIX, por entrantes mineiros, atraídos pela alta fertilidade do solo. Em 1890, a região já era responsável por uma das maiores produções de café do Brasil, o que proporcionou capital para a urbanização da cidade de Mococa. Entretanto, com o advento da primeira Guerra Mundial (1914 – 1918), a economia sofreu desestruturação e a atividade econômica principal passou a ser a pecuária leiteira. Hoje, destacam-se principalmente as fazendas de cana de açúcar, havendo também, em menor proporção, fazendas de laranja, café, batata, arroz e pastagens1. Geomorfologicamente, a área corresponde à Depressão Periférica da Borda Leste da Bacia Sedimentar do Paraná. No extremo noroeste, ocorrem vestígios de cuestas e poucos quilômetros a leste da área encontra-se o Planalto Atlântico (Fig. 2). A Depressão Periférica Paulista tem a forma de um corredor de topografia colinosa com média de 50 km de largura, nitidamente embutida entre as cuestas ocidentais e as elevações cristalinas do acidentado Planalto Atlântico (Ab’Saber, 1969). A Figura 3 mostra um perfil simplificado do Estado de São Paulo no sentido leste-oeste. As rochas basálticas que margeiam a área à oeste, mais resistentes que as sedimentares, permitiram o desenvolvimento de erosão diferencial, originando a ampla escavação que constitui a Depressão Periférica, bem como as escarpas das linhas de cuestas (IPT, 1981). A Depressão Periférica Paulista pode ser dividida em três zonas: Paranapanema, Médio Tietê e Mogi-Guaçu. A área de estudo está contida em um dos trechos mais delgados da Depressão Periférica, acentuando seu aspecto rebaixado (Fig. 2 e 3). Faz parte da Zona do Mogi-Guaçu. O relevo caracteriza-se por formas suavizadas, levemente onduladas, constituídas por Colinas Amplas e Médias, além de Morrotes Alongados e Espigões. As colinas são associadas às rochas sedimentares da Bacia do Paraná, enquanto os morrotes e espigões estão associados aos limites da cuesta. Ocorrem, também, planícies aluviais. Rochas sedimentares são tomadas por relevo suave, de baixas amplitudes e com amplos interflúvios, enquanto sills de diabásio ocorrem em topos aplainados e elevados, recobrindo as rochas paleozoicas (IPT, 1981). Pedologicamente, destaca-se o latossolo vermelho (horizonte A moderado, distrófico, textura média a argilosa, álico), resultado da alteração de corpos máficos intrusivos, e o argissolo vermelho-amarelo (horizonte A moderado/fraco, textura arenosa média), produto do intemperismo das rochas Sedimentares Paleozóicas (Rossi, 2017). A composição desses solos pode diferir significativamente das rochas que lhes deram origem, uma vez que é comum a lixiviação de alguns

1 http://portal.mococa.sp.gov.br/cidade/informacoes/?codigoInformacao=4, acessado em 30 de setembro de 2018. 10 elementos e a concentração de outros no perfil intempérico de regiões tropicais. Ocorrem, também, solos aluvionares enegrecidos em matéria orgânica, conhecidos popularmente como “Barro Preto”. O Rio Pardo é o curso de água de maior representatividade da região e corta a porção sul da área de estudo. Trata-se de um rio tipo “braided/meândrico” de águas turvas, que nasce na cidade de Ipuiuna (MG), adentra o Estado de São Paulo e deságua no Rio Grande, após percorrer 573 km. O Rio Pardo possui curso consequente, mantendo traçado dirigido para NW, em direção ao eixo da bacia do Rio Paraná. Corre a partir de uma superfície de aplainamento antiga (final do Cretáceo e Início do Terciário), se sobrepondo às estruturas paleozoicas e mesozóicas e rompendo a cuesta basáltica (Penteado, 1976). O principal afluente do Rio Pardo que intersecciona a área de estudo é o Rio Canoas. Trata-se de um rio meândrico em sua maior parte, havendo trechos estruturalmente controlados. Ele nasce na cidade de Guaxupé (MG) e, após percorrer 64 sinuosos quilômetros, desemboca no Rio Pardo, na região sul da área de estudo. Os demais corpos aquosos se tratam de açudes e córregos de pequena extensão, todos afluentes dos rios Pardo e Canoas. Segundo a classificação global de biomas, a região apresenta fragmentos de Floresta Tropical Pluvial (no caso, Mata Atlântica) e Floresta Tropical Sazonal (no caso, Cerrado) (Cain et al., 2011). Contém zonas de preservação, onde o fragmento da Mata Atlântica apresenta-se bastante perturbado. Uma porção significativa da vegetação foi retirada para cultivos agrícolas.

Figura 2: Mapa geomorfológico simplificado do Estado de São Paulo. A área de estudo (em vermelho) corresponde principalmente à Depressão Periférica Paulista. É margeada à leste pelo Planalto Atlântico e abrange, no extremo noroeste, porções limítrofes da cuesta basáltica (modificado de Ross e Moroz, 1997).

Figura 3: Perfil simplificado do Estado de São Paulo (modificado de Ab’Saber, 1959).

O clima da região é tropical com inverno seco, tipo Aw na classificação de Köppen- Geiger2, com média anual de 23,1°C e 1560 mm de precipitação. As chuvas são mal distribuídas, presentes principalmente entre outubro e março, enquanto os meses de inverno são secos3. A Figura 4 mostra o climograma referente aos últimos 30 anos na cidade de Mococa. Cabe lembrar que a área mapeada, por se localizar na área rural da cidade, apresenta valores menores de temperaturas máximas e mínimas. Enquanto é incomum temperaturas abaixo de 8°C na cidade de Mococa, não são raras temperaturas entre 3°C a 0°C durante a alvorada na área rural, com eventuais geadas nas baixadas. A amplitude térmica nos meses secos é bastante elevada, podendo atingir ~25 °C.

Figura 4: Climograma da cidade de Mococa (SP). Disponível em https://www.climatempo.com (acessado em 30 de setembro de 2018).

2 A sigla Aw, de acordo com a classificação de Köppen-Geiger, significa clima tropical com inverno seco. 3UNICAMP – Centro de Pesquisas Meteorológicas e Climáticas 13

3.2. Geologia Regional

3.2.1. Compartimentação geológico estrutural do Brasil A Plataforma Sul-Americana é um dos três domínios do continente Sul-Americano. Encontra-se a Leste do domínio dos Andes e a Norte da Plataforma Patagônica (Fig. 5). Possui rochas ígneas e metamórficas de idades Pré-Cambrianas sobre as quais se assentaram as coberturas sedimentares Fanerózoicas. Sua forma atual foi definida entre 90 e 100 Ma, quando se completa a separação entre Brasil e África com a abertura do Atlântico Sul e subsequente desenvolvimento da cadeia Andina (Hasui et al., 2012). A compartimentação geológico-estrutural da Plataforma Sul- Americana, primeiramente proposta por Almeida et al. (1977, 1981), define 10 províncias, sendo:  Três províncias cratônicas: São Francisco, Rio Branco e Tapajós (as duas últimas subdivisões do cráton Amazônico);  Três províncias das bacias paleozoicas: Parnaíba, Paraná e Amazonas;  Três províncias de sistemas orogênicos: Borborema, Tocantins e Mantiqueira;  E uma província de Margem Continental. Uma compartimentação mais moderna, adotada pela CPRM – Serviço Geológico do Brasil (Schobbenhaus e Neves, 2003) contou com a adição de novas províncias: o desmembramento da Margem Continental em Equatorial e Leste, e a adição das Províncias Subandina e Parecis (Fig. 5). Os crátons são núcleos de rochas arqueanas, com raízes profundas de litosfera antiga e fria, que se comportam com maior rigidez e resistência diante de processos térmicos e tectônicos posteriores (Condie 1997, 2005, Sleep, 2005, Alkmim 2004). Os orógenos, por sua vez, são as antigas cadeias de montanha, formadas no estágio de tectonismo colisional do Ciclo de Wilson, localizados geralmente entre os crátons, com idades, no Brasil, de 500 a 1700 Ma. Por fim, as Bacias Sedimentares são regiões deprimidas da plataforma, geralmente isométricas em planta, produzida por lenta subsidência durante o transcurso de vários períodos geológicos. No Brasil, com exceção das Bacias da Margem Continental, que começaram a serem formadas no Mesozóico, as Bacias Sedimentares são Paleozóicas (Almeida et al. 2000). Em virtude da localização geográfica da área de estudo, cabe analisar com mais atenção a geologia do Estado de São Paulo e a Bacia Sedimentar do Paraná (Província Paraná).

Figura 5: Províncias estruturais do Brasil. No total são treze províncias, com acréscimo das províncias Parecis, Subandina e Margem Continental Equatorial em relação à divisão original de Almeida et al. (1977, 1981). Fonte: Geologia do Brasil (Hasui et al., 2012).

3.2.2. Geologia do Estado de São Paulo O Estado de São Paulo é constituído de cerca de 30% de rochas ígneas e metamórficas da Província Orogênica Mantiqueira, que constituem o embasamento Pré-Cambriano (Fig. 6). Essas rochas são altamente deformadas, resultado da amalgamação do paleocontinente Gondwana, refletindo, hoje, um relevo montanhoso (Hasui et al., 2012) A maior parte do Estado (todo o centro e oeste) corresponde à Bacia Sedimentar do Paraná, uma sequência de rochas sedimentares e basálticas paleozoicas e mesozoicas. A partir do Devoniano, depositaram, em ambientes marinhos e continentais, a Formação Furnas, Grupo Itararé, Formação Aquidauana, Grupo Guatá e Grupo Passa Dois. No Triássico o mar regrediu e não retornou mais; o clima tornou-se seco, gerando os arenitos eólicos da Formação Pirambóia e Botucatu. No Cretáceo, ainda em condições desérticas, o paleocontinente Gondwana iniciou seu processo de fragmentação, gerando o vulcanismo basáltico da Formação Serra Geral, que recobriu quase todo o deserto Botucatu. A formação da Bacia é

15 finalizada no fim do Cretáceo, com a deposição dos arenitos calcíferos do Grupo Bauru (Milani, 2004). No Terciário, o tectonismo resultado da separação América do Sul-África prosseguiu, levando a elevação do embasamento cristalino e formação de bacias estruturais alongadas, como as bacias tafrogênicas de São Paulo e Taubaté. Coberturas Quaternárias então se formaram, sendo compostas por aluviões ou camadas dispersas e de pouco espessura. A Figura 6 mostra o mapa geológico do Estado de São Paulo simplificado (Hasui et al. 2012).

Figura 6: Mapa geológico do Estado de São Paulo simplificado, modificado de Milani (2004) e Riccomini et al. (2004).

3.2.3. A Bacia Sedimentar do Paraná A Bacia Sedimentar do Paraná está localizada no Brasil, Paraguai, Argentina e Uruguai, com abrangência de 1,5 milhão de km² e espessura máxima de aproximadamente 7 mil metros. A bacia tem um formato oval orientada norte-sul e seus limites fronteiriços, em especial a borda oriental, foram bastante desgastados pela erosão. Segundo Milani et al. (2007) a Bacia do Paraná é dividida em seis Supersequências: Rio Ivaí (Ordoviciano-Siluriano), Paraná (Devoniano), Gondwana I (Carbonífero-Eotriássico), Gondwana II (Mesotriássico-Neotriássico), Gondwana III (Neojurássico-Eocretáceo) e Bauru (Neocretáceo) (Fig. 7). A Supersequência Rio Ivaí é composta pelas Formações Alto Garças, Iapó e Vila Maria; a Supersequência Paraná pelas Formações Furnas e Ponta Grossa; a Supersequência Gondwana I pelos Grupos Itararé (Formações Aquidauana, Lagoa Azul, Campo Mourão e Taciba), Guatá (Formações Rio Bonito e Palermo) e Passa Dois (Formações Irati e Corumbataí); a Supersequência Gondwana II pela Formação Santa Maria; a Supersequência

Gondwana III pelas Formações Pirambóia, Botucatu e Serra Geral (do Grupo São Bento) e a Supersequência Bauru pelo Grupo Caiuá/Bauru (Fig. 7). A sistematização da Bacia do Paraná elaborada por Milani et al. (2007) é uma das mais completas, abrangendo quase todos os estratos presentes. Para o presente estudo, entretanto, será utilizada a classificação adotada pelo IPT (1981) e pela CPRM (2005), já que se busca comparar o mapa aqui produzido com os já elaborados por estes órgãos. As formações sedimentares adotadas são muito semelhantes às definidas por Milani, com algumas poucas diferenças, como a existência da Formação Tatuí sobre os estratos do Grupo Itararé.

Figura 7: Carta estratigráfica da Bacia Sedimentar do Paraná (Milani et al., 2007).

3.2.4. Litologias presentes na área de estudo Os litotipos contidos na área de estudo são pertencentes à Formação Aquidauana (diamictitos, arenitos e siltitos), Formação Tatuí, Formação Corumbataí, Formação Serra Geral (sills de diabásio) e Depósitos Aluvionares Cenozóicos. A Figura 8 apresenta a área de estudo demarcada no Mapa Geológico do Estado de São Paulo elaborado pela CPRM, em escala 1:750.000. Um dos principais objetivos do presente trabalho é refinar o mapeamento na região assinalada.

Figura 8: Recorte do Mapa Geológico do Estado de São Paulo confeccionado pela CPRM. Em verde claro estão representados os diques e sills de diabásio, em azul as rochas da Formação Aquidauana, em cinza a Formação Tatuí, em verde musgo a formação Corumbataí, em tons rosados as rochas ígneas / metamórficas do embasamento cristalino e, em amarelo claro, depósitos aluvionares cenozoicos (modificado de Perrotta et al., 2005).

A Formação Aquidauana (Carbonífero Superior – Permiano Inferior) constitui a unidade basal da Bacia do Paraná na área estudada (Cavalcante et al., 1979). Segundo Milani (1997), a Formação Aquidauana representa a porção basal transgressiva da Supersequência Gondwana I, com depósitos diretamente ligados à fase de degelo da grande glaciação gondwânica, quando o paleocontinente se encontrava em latitudes elevadas. Seus sedimentos aparecem a oeste do contato da bacia sobre o embasamento e são essencialmente arenosos. A granulometria dos arenitos é variável, desde grossa a muito fina, com matriz argilosa e podendo apresentar estratificação cruzada e planar. Os diamectitos, por sua vez, contêm seixos e matacões em pequenas proporções, de

18 composição essencialmente quarzítica (Cavalcante et al., 1979). Siltitos maciços e laminados são observados em toda a unidade. Os depósitos da Formação Aquidauana representam diversos ambientes continentais que sofreram atuação direta ou indireta de climas glaciais (Almeida et al., 1981), incluindo canais fluviais, leques glaciais, lagos periglaciais e mesmo geleiras. A Formação Aquidauana foi dividida em dois membros principais entre Aguaí e Mococa por Cottas et al. (1981): Rio Tambaú e Rio Capetinga. O membro Rio Tambaú trata-se de lamitos arenosos avermelhados, referentes à sedimentação lacustre, que foram sobrepostos por arenitos mal-selecionados flúvio- lacustres do Membro Rio Capetinga. Dessa forma, as rochas da Formação Aquidauana foram formadas pela progradação de leques aluviais sobre sedimentos lacustres, sob efeito de clima glacial (Cottas et al., 1981). Na área de estudo ocorrem, apenas, as rochas pertencentes ao membro Rio Capetinga. Os depósitos apresentam granodecrescência ascendente, com predominância de diamictitos na base, gradando para arenitos e, por fim, siltitos. Mineralogicamente são compostos principalmente por quartzo, havendo também, em menor proporção, feldspatos, micas, estaurolita e minerais pesados ultraestáveis (turmalina, zircão e rutilo) (Milani et al., 2007). A Formação Tatuí é composta, principalmente, por arenitos e siltitos. Esses representam o início da sedimentação pós-glacial que ocorreu no Permiano (Fúlfaro, 1974), formada em ambiente costeiro e de mar aberto raso (IPT, 1981), como barras litorâneas e plataformais, em sistemas flúvio-deltaicos, e localmente em cunhas clásticas do tipo fan deltas (Fúlfaro, 1974). De acordo com Aboarrage e Lopes (1986), a Formação Tatuí é formada por siltitos e siltitos arenosos, de cor cinza, frequente matriz carbonosa, ocasional presença de carvão e nódulos de pirita. Podem ocorrer níveis de arenito cinza-esverdeado, de granulometria média a grosseira. Na porção superior é comum ocorrerem camadas de arenito fino, quartzoso, às vezes com estruturas lenticulares. A Formação Corumbataí é composta, na base, por um pacote de folhelhos e siltitos cinza- escuros e pretos, além de um conjunto de argilitos e folhelhos, de aspecto rítmico, com ocasionais leitos de calcário silicificados, oolíticos em parte e com níveis de coquinas (Mezzalira et al., 1981). Na seção superior, ocorrem argilitos e arenitos finos, argilosos, esverdeados, arroxeados e avermelhados. A Formação Corumbataí apresenta uma deposição sob regime regressivo, iniciando em sua base por depósitos marinhos de offshore, constituídos por siltitos argilosos, folhelhos sílticos e raros arenitos e calcários micríticos e microesparíticos, sucedidos por depósitos de transição entre offshore e shoreface4, constituídos por arenitos, siltitos e argilitos, calcários micríticos e margas (Sousa, 1985). A sucessão de camadas de topo está composta por depósitos de planície de maré, representados por siltitos, arenitos e calcários. A presença de estromatólitos nos calcários do topo da Formação Corumbataí está registrada nas regiões de Anhembi e Santa Rosa de Viterbo.

4 Depósitos de offshore são aqueles sedimentados nas porções plataformais mais profundas. Os depósitos de shoreface são os depositados nas partes rasas da plataforma. 19

A Formação Serra Geral é resultado de derrames basálticos ocorridos durante a separação do supercontinente Gondwana, entre o Jurássico Superior e o Cretáceo Inferior. Na separação do Gondwana, volumes gigantescos de lava cobriram o deserto de Botucatu através de vulcanismo fissural (Hasui et al., 2012). Na região de estudo não são encontrados os derrames em si, apenas corpos intrusivos de diabásio, já que a região se encontra na borda da Bacia do Paraná e o vulcanismo se deu apenas nas porções mais centrais desta. Como em diversas regiões da Bacia do Paraná, esse magmatismo máfico apresenta-se alterado na forma de um solo fértil conhecido como terra roxa. A Formação Serra Geral ocorre na forma de sills de diabásio encaixadas em sedimentos da Formação Aquidauana, geralmente de forma concordante. Aparece apenas a oeste do Rio Canoas na área estudada. Os diabásios têm granulação mais grossa que os basaltos, sendo constituídos, essencialmente, de labradorita zonada e clinopiroxênio (augita e pigeonita), com titano-magnetita, apatita, quartzo e olivina como acessório (Almeida et al., 1981). Os diabásios são holocristalinos, frequentemente com estrutura ofítica, com matéria vítrea e produtos de devitrificação junto às bordas dos sills. Datações 40Ar-39Ar em rochas de diferentes localidades forneceram idades entre 127,7 ± 4,6 (Turner et al. 1994) e 131,9 ± 0,4 (Ernesto et al. 1999). Dados paleomagnéticos indicaram um intervalo de duração de atividade magmática na geração dos sills menor que 2 Ma (Ernesto et al. 1999). Rochas intrusivas básicas ocorrem na parte oeste da área, sendo caracterizadas pela presença de latossolo vermelho, cujas características são similares às dos solos de alteração de rochas do Grupo Itararé, diferenciando-se, porém, destes últimos, pela presença de magnetita em abundância, maior conteúdo de argila e coloração mais avermelhada (Azevedo e Massoli, 1984). Faixas relativamente estreitas (até cerca de 100 m) de aluviões ocorrem comumente ao longo das drenagens dos Rios Pardo e Canoas no trecho em que fluem no embasamento cristalino, tornando-se consideravelmente mais amplas na região que adentram as rochas sedimentares da Bacia do Paraná (Oliveira et al., 1983; Oliveira et al., 1984; Campos Neto e Figueiredo, 1985; Oliveira et al., 1989). Os aluviões são depósitos imaturos, com textura variada (areias, argilas, siltes e cascalhos); apresentam cor cinza a preta devido à grande quantidade de matéria orgânica (Oliveira et al., 1989). Tratam-se de sedimentos de baixo grau de maturidade, devido ao baixo teor de minerais estáveis e presença constante de hornblenda (mineral quimicamente instável nos sedimentos). Poucos quilômetros à leste da área de estudo, afloram rochas pertencentes ao embasamento cristalino, mais especificamente do Maciço Guaxupé (Setor Central da Província Mantiqueira). Trata-se de uma área em forma de cunha constituída de rochas de alto grau metamórfico (gnaisses, migmatitos, granulitos e granitóides), bordejadas por faixas metassedimentares de fácies metamórficas mais brandas. O contato dos sedimentos sobre o embasamento, grosseiramente 20 orientado norte-sul entre Mococa e Campinas, é predominantemente erosivo, ocasionalmente estando controlado por falhas normais pouco extensas. Estas falhas são posteriores ao vulcanismo basáltico da Formação Serra Geral, pois cortam também sills de diabásio colocadas nas proximidades do contato dos sedimentos sobre o embasamento (Cavalcante et al., 1979).

4. Métodos

4.1. Análises geológicas O estudo geológico da área, em conjunto com o levantamento geofísico, teve por objetivo principal gerar um mapa geológico. As análises foram divididas em três etapas principais: o pré- campo, o campo em si e o pós-campo. a) Pré-campo: consistiu na análise fotogeológica da área de estudo, através de ferramentas como Google Earth e ArcGIS, além do levantamento da bibliografia geológica da região. Nesta etapa foi elaborado um mapa com imagem de satélite, a fim de garantir uma melhor preparação para mobilidade e pré-definição de litologias possíveis. Uma malha de pontos preferenciais foi pré- estabelecida, havendo flexibilidade para alterações na etapa de campo. A revisão bibliográfica, por sua vez, constituiu na análise de mapas, livros e artigos científicos referentes à região de estudo. b) Campo: a segunda etapa consistiu no trabalho de campo. O grupo foi ao campo em um total de nove dias, divididos em duas viagens. Nos primeiros 5 dias, entre 21 e 25 de julho, foi feito o reconhecimento geológico da região. Nos últimos 4 dias, entre 6 e 9 de setembro foi realizado o levantamento geofísico e análises geológicas de forma sistemática: foram visitados um total de 189 pontos de modo a compreender a maior parte da área mapeada (Fig. 9). Foram coletadas fotos e 42 amostras. Um conjunto de tarefas foi realizado em cada ponto, com exceção dos pontos marcados para controle de mapeamento. A rotina foi sumarizada abaixo:  Marcação por GPS das coordenadas UTM;  Visualização do afloramento como um todo, em uma escala menor;  Obtenção de fotos dos afloramentos com o auxílio de uma câmera fotográfica;  Visualização em escala maior do afloramento: análise das assembleias minerais com lupas de campo 14X de aumento.  Coleta de amostras, com auxílio de martelo petrográfico.  Anotação detalhada em caderneta de campo das feições observadas (geológicas e geomorfológicas), mineralogia, possíveis contatos litológicos, etc.  Medidas geofísicas (será descrito posteriormente). Entre os materiais utilizados nessa etapa de campo pode-se citar:  Martelo petrográfico;  Lupa com ampliação de 14 x;  GPS;  Sacolas plásticas para coleta de amostras;

 Fita e caneta para marcação das amostras;  Câmera Fotográfica;  Mapas confeccionados pelo grupo na etapa pré-campo;  Caderneta de campo;  Equipamentos individuais de proteção: chapéu, perneiras, etc.  Equipamentos Geofísicos: Gamaespectômetro e Susceptibilímetro Magnético.

Figura 9: Mapa de pontos de mapeamento geológico e amostragem geofísica da Região da Foz do Rio Canoas, Mococa, SP.

23 c) Pós-campo: consistiu da análise minuciosa dos dados coletados em campo. As amostras coletadas foram reexaminadas e os dados geofísicos foram processados através dos softwares ArcGIS e Oasis Montaj, a fim de gerar os mapas geofísicos. Ainda nessa etapa pós-campo, todos os dados coletados foram tratados para possibilitar uma interpretação da geologia da região. Nesta etapa, foi ainda confeccionado um mapa geológico da região por meio do software ArcGIS, juntamente a um perfil que intersecciona todas as unidades mapeadas, através do software AutoCAD.

4.2. Levantamentos geofísicos A Geofísica é uma ciência que se baseia em princípios físicos para investigar a superfície e subsuperfície do planeta Terra, uma vez que a distribuição heterogênea dos corpos rochosos gera diferentes respostas físicas (Kearey et al., 2009). As interpretações de medidas feitas em superfície, após tratamentos, podem ilustrar o comportamento vertical e lateral dos corpos rochosos no interior da Terra. Os métodos geofísicos são amplamente utilizados em diversas áreas do conhecimento devido ao fato de cobrirem amplas áreas e possibilitarem o reconhecimento de possíveis corpos em subsuperfície. Existem diversos métodos geofísicos empregados para determinar as propriedades físicas da Terra. Esses métodos são divididos em dois grandes grupos, a depender da sua fonte de energia: (i) passivos, cujas medidas são obtidas diretamente de campos naturais terrestres, e (ii) ativos, cuja fonte de energia é aplicada no subsolo e mede-se sua resposta (Lowrie, 1997). Neste trabalho são utilizados dois métodos passivos: a gamaespectrometria e a susceptibilidade magnética.

4.2.1. Gamaespectrometria

4.2.1.1. Princípios A gamaespectrometria é um método utilizado para medir a radioatividade natural emitida pelas rochas e solos devido ao decaimento espontâneo dos isótopos instáveis potássio (40K), tório (232Th) e urânio (238U). A radioatividade se caracteriza pela emissão de partículas alfa, beta e raios gama, além da liberação de calor (Telford et al., 1990). A radioatividade pode ser descrita em termos da probabilidade de uma partícula nuclear escapar através de uma barreira de potencial vinculada ao núcleo. O átomo resultante do decaimento é chamado de radiogênico. Tal átomo pode ser instável ou estável; caso seja instável o decaimento continua até que seja gerado um átomo estável. Este processo é chamado de decaimento em cadeia (Halliday et al., 2009). A partícula alfa é nada menos que o núcleo do átomo de hélio. Dessa forma, sua emissão reduz a massa atômica do isótopo radioativo em 4 unidades (dois prótons e dois nêutrons). No

24 decaimento beta, o isótopo radiogênico (filho) é isóbaro do elemento radioativo (pai). Em um decaimento β+, há a transformação de um próton em um nêutron, com a emissão de um pósitron (antipartícula do elétron) e um neutrino, ou seja, o número atômico diminui em uma unidade e o número de nêutrons aumenta em uma; no decaimento β–, há a transformação de um nêutron em próton e a emissão de uma partícula β– (elétron) e um neutrino, ou seja, o número de nêutrons é diminuído em uma unidade e o número atômico aumentado em uma unidade também. A radiação gama é emitida pelo núcleo do átomo e é a mais penetrante das três radioatividades (Kearey et al., 2009). As partículas alfa e beta são filtradas por pequenas camadas de solo (de 1 a 2 centímetros) e seus efeitos são reduzidos. Por outro lado, a radioatividade gama é mais facilmente detectada, pois apresenta maior penetração e menor atenuação (Moon et al., 2006). Entretanto, cabe ressaltar que 90% dos raios gama emanam apenas dos primeiros 50 centímetros de rocha ou solo, não atingindo assim elevadas profundidades. Em virtude da radioatividade, define-se a meia vida de um elemento radioativo ( ) como o tempo necessário para que a metade dos átomos originais seja transformada em isótopos filhos. A meia-vida é dada por:

onde é a constante de decaimento, ou seja, a velocidade de desintegração. Os raios gama estão localizados na faixa do espectro eletromagnético de comprimento de ondas curtas, sendo que, nas análises geológicas, os espectros de energia comumente variam entre 0,2 e 3,0 MeV (Minty, 1997). A quantidade de raios gama emitida pelos materiais da crosta fornecem informações sobre a composição química e mineralógica destes materiais. Cabe lembrar que o intemperismo é um fenômeno muito importante nesta análise, uma vez que o mesmo modifica a distribuição e concentração dos elementos supracitados na crosta terrestre, modificando assim a intensidade emitida pela superfície (Wilford et al., 1997). Cada elemento possui um nível de emissão/absorção característico correspondente ao isótopo que lhe deu origem. Desta forma, o potássio (40K) é identificado e quantificado pela absorção de energia de 1,76 MeV. Já o urânio (U) é detectado pela energia de 2,62 MeV. Por fim, o tório (Th) é identificado e quantificado pela absorção de energia de 1,46 MeV. Assim, uma vez que os raios gama possuem diferentes posições dos picos energéticos no espectro eletromagnético, pode-se estimar sua abundância relativa ou concentração nos materiais da crosta terrestre a partir da intensidade dos picos de emitância (Minty, 1997). Cabe lembrar que o U e o Th apresentam uma longa cadeia de decaimento radioativo e as energias supracitadas referem-se à última etapa de

25 decaimento. Esse fator não tira a validade da real concentração dos elementos, já que o equilíbrio radioativo é mantido durante toda a cadeia, sendo a energia de qualquer etapa válida na quantificação dos elementos (Telford, 1997).

4.2.1.2. Formas de ocorrência de K, U e Th na crosta terrestre A gamaespectrometria mede a radioatividade natural emitida por rochas e solos devido ao decaimento espontâneo de certos isótopos presentes nos seguintes elementos: potássio (K), tório (Th) e urânio (U). Como os diversos materiais que constituem a crosta terrestre possuem diferentes concentrações destes elementos, cada qual apresentará diferentes picos energéticos para cada elemento. A intensidade emitida está relacionada com a mineralogia e a composição química da rocha sã, além de ser influenciada pela natureza do intemperismo (Wilford et al., 1997). O potássio (K) tem abundância média de 2,5% na crosta e se comporta como elemento primário em diversos minerais formadores de rochas, como é o caso do K-feldspato e algumas micas. No grupo das rochas magmáticas, as rochas ácidas são as que possuem maior quantidade de potássio em porcentagem, seguido pelas intermediárias. Rochas básicas e ultrabásicas possuem baixas quantidades deste elemento. Já nas rochas sedimentares, os folhelhos e argilas são os que possuem maiores quantidades de potássio. Cabe lembrar que os arenitos apresentam quantidades variáveis deste elemento, a depender da quantidade de K-feldspato presente. Por fim, no grupo das rochas metamórficas, os gnaisses são os que possuem maiores quantidades enquanto mármores e anfibolitos apresentam valores relativamente baixos (Wilford et al., 1997). Uma característica importante deste elemento é que o mesmo é altamente solúvel e móvel, fazendo com que seus teores diminuam à medida que a pedogênese evolui. O urânio (U) é relativamente raro na crosta, apresentando uma abundância média de 3 ppm e ocorre principalmente em minerais acessórios, como zircão, monazita e uraninita. O mesmo é encontrado em pequenas concentrações em rochas. Com relação às rochas ígneas, a concentração de urânio geralmente aumenta com a acidez da rocha. Já em rochas sedimentares, elevadas concentrações são encontradas em folhelhos e argilas, intermediárias concentrações em arenitos, enquanto que calcários possuem baixa concentração. De maneira geral, em rochas metamórficas as concentrações deste elemento são baixas. Uma característica importante do urânio é que ele ocorre na forma de (UO2)²+ em ambientes oxidantes, sendo assim, intensamente lixiviado (Dickson & Scott, 1997). O tório (Th), por sua vez, se comporta similarmente ao urânio, ocorrendo em pequenas concentrações na crosta (em média de 12 ppm). Assim como o urânio, o tório está concentrado em minerais acessório, como alanita, monazita e zircão. Por apresentar baixa mobilidade, é absorvido

26 por argilominerais, óxidos e hidróxidos de Fe, Al e Ti, concentrando-se acima do material que lhe deu origem (Dickson & Scott, 1997). A Figura 10 mostra as concentrações de urânio e tório de diversas amostras de rochas coletadas na Bacia do Paraná (Marques et al., 1988). A maior concentração é a de tório, quando comparado com os valores de urânio. Além disso, os derrames riolíticos foram os derrames com maiores valores de tório e urânio analisados.

Figura 10: Concentrações de tório e urânio de amostras de rochas coletadas na Bacia do Paraná (extraído de Marques, 1988).

Cabe ressaltar que na área de estudo temos consideráveis espessuras de solos, ocorrendo afloramentos rochosos em locais restritos. Os teores observados nos solos podem diferir significativamente da rocha matriz uma vez que, durante o intemperismo químico e físico, os radioelementos são liberados da rocha, redistribuídos e incorporados ao regolito/solo. Isso produz uma reorganização geoquímica e textural dos elementos no perfil intemperizado (Wilford et al., 1997). Nos solos, os teores de urânio, tório e potássio são muito variáveis. O urânio tem teor normal entre 0,1 e 8 ppm, o tório entre 0,1 e 50 ppm e o potássio entre 0 e 4%. Para os três elementos, a concentração é maior em solos oriundos de rochas graníticas, rochas ígneas alcalinas, xistos e gnaisses, e os mais baixos em rochas ígneas básicas e rochas sedimentares psamíticas e carbonáticas (Boyle, 1982). Durante o intemperismo, o potássio, geoquimicamente móvel na maioria das condições ambientais, é depreendido dos minerais primários (como feldspatos e micas) e adsorvido nas argilas (ilita e esmectita) ou lixiviado. O urânio e o tório são bem menos móveis que o potássio. O urânio é liberado de minerais solúveis em condições oxidantes, mas pode se concentrar quando presente em minerais resistatos ou adsorvido às argilas. O tório será concentrado quando na presença de matéria orgânica, podendo também permanecer no perfil intempérico dentro de minerais resistatos ou adsorvido às argilas e óxidos (Wilford, 1997). Em regiões fortemente intemperizadas, os valores de concentração de K serão baixos em virtude da lixiviação, enquanto ocorrerá um enriquecimento de U e Th, que permanecerão in situ adsorvidos nas argilas e óxidos do solo. Dessa forma as razões K/U e K/Th podem ser usadas para 27 estimar o grau de intemperismo do solo (Wilford, 1997). Dickson e Scott (1997) estudaram zonas alteradas a partir de rochas intrusivas e extrusivas básicas e concluíram que existem significativas diferenças, no que tange aos radionuclídeos, entre a rocha e o regolito. Tais mudanças refletem as perdas de K dos feldspatos potássicos e a retenção do U e do Th em óxidos de ferro e argilas ou em minerais resistatos, o que leva a um aumento da proporção de U e Th na interface saprolito-solo. Os autores afirmaram, ainda, que nas áreas basálticas submetidas a um intemperismo intenso, a depleção de K e a concentração de U e Th conferiram respostas geofísicas dos solos com características similares àqueles provenientes do intemperismo de granitos.

4.2.1.3. Instrumentação As medidas gamaespectrométricas em diferentes pontos da área foram realizadas buscando determinar a variação espacial da concentração dos elementos K, Th e U. Para tanto, foi utilizado um espectrômetro portátil de modelo RS-230 BGO (Fig. 11). Este instrumento é composto por um detector de germanato de bismuto e funciona por meio de um cintilômetro que emite centelhas de luz quando os raios gama atingem o detector. Tais centelhas são convertidas em pulsos elétricos e o aparelho identifica o elemento pela quantidade de energia absorvida referentes a 1,76 MeV, 2,62 MeV e 1,46 MeV para potássio, urânio e tório, respectivamente.

Figura 11: Espectrômetro portátil de modelo RS-230 BGO utilizado na análise em campo. (A) imagem do instrumento; (B) espectrômetro realizando medida em campo (ponto 1).

A contagem em cada medida foi realizada durante dois minutos após a estabilização horizontal do aparelho. Após a obtenção de todas as medidas foram gerados mapas das concentrações dos elementos supracitados por meio da interpolação por método IDW (ponderação pelo inverso da distância), utilizando o software ArcGIS.

4.2.2. Susceptibilidade Magnética

4.2.2.1. Princípios A magnetometria consiste na investigação das anomalias do campo magnético produzido pela Terra, devido às propriedades magnéticas das rochas em subsuperfície, tendo em vista que alguns litotipos apresentam importantes concentrações de minerais magnéticos. O magnetismo está associado a diversos parâmetros físicos distintos, dentre eles, a susceptibilidade magnética, força magnética, magnetização, campo magnético, potencial magnético e momento magnético (Lowrie, 1997). A susceptibilidade magnética (SM) é o grau de magnetização de um material em resposta a um campo magnético aplicado (Kearey et al., 2009). Essa propriedade tem origem na cristalização dos minerais, durante a qual o campo magnético terrestre é induzido na rocha ou solo, influenciando diretamente no movimento orbital de rotação dos elétrons. A SM é definida, ainda, como uma constante de proporcionalidade adimensional (), que relaciona a magnetização (M) ao campo magnético (H), simplificada pela seguinte fórmula para campos baixos:  . Existem cinco tipos de comportamento magnético nos materiais sólidos: diamagnetismo, paramagnetismo, ferromagnetismo, ferrimagnatismo e antiferromagnetismo. Materiais diamagnéticos, quando colocados num campo magnético, têm as órbitas dos elétrons rotacionadas, de modo a produzir um campo magnético em oposição ao campo aplicado; a susceptibilidade magnética é fraca e negativa. Exemplos são: quartzo, calcita e halita. Já nos materiais paramagnéticos, os dipolos sofrem rotação, produzindo um campo no mesmo sentido do campo aplicado; a susceptibilidade magnética é fraca e positiva. Exemplos são: rutilo, dolomita, clorita e piroxênio. Em ambos os materiais citados acima, a magnetização é induzida e forma uma função linear com o campo H aplicado, sendo o coeficiente angular a susceptibilidade magnética. Nos materiais ferromagnéticos, os dipolos são paralelos, gerando uma magnetização espontânea muito forte, que pode existir mesmo na ausência de um campo externo, o que resulta em alta susceptibilidade magnética. Exemplos são: ferro, cobalto e níquel. Nos materiais antiferromagnéticos, como a hematita, os dipolos são paralelos, mas metade num sentido e a outra metade no outro, não havendo magnetização; entretanto, pequenos defeitos na rede cristalina podem resultar em um fraco vetor magnético. Nos materiais ferrimagnéticos, como a magnetita, os dipolos também são antiparalelos, mas os dipolos de uma direção são mais intensos que os da outra, gerando uma forte magnetização espontânea e susceptibilidade magnética. Os materiais ferrimagnéticos produzem histerese quando um campo magnético é aplicado (não linear). Mesmo quando o campo é retirado mantém-se uma magnetização remanente (Kearey et al., 2009) (Fig. 12).

Figura 12: Propriedades magnéticas dos materiais: (a) diamagnetismo, (b) paramagnetismo, (c) ferromagnetismo, (d) antiferromagnetismo e (e) ferrimagnetismo.

4.2.2.2. Formas de ocorrência Os materiais da crosta terrestre apresentam diferenças de susceptibilidade magnética conforme sua mineralogia específica (Kearey et al., 2009). Por exemplo, as rochas máficas apresentam valores significativamente mais elevados que outros tipos litológicos. Já os carbonatos remetem ao grupo de rochas de mais baixa susceptibilidade magnética (Figura 13).

Figura 13: Diferentes litotipos com seus respectivos valores médios de susceptibilidade magnética. As rochas básicas apresentam os valores mais significativos, uma vez que são ricas em minerais ferromagnéticos. Carbonatos e arenitos apresentam valores muito inferiores (Kearey, 2009).

No caso dos solos, os materiais oriundos da alteração de rochas máficas e básicas devem apresentar os maiores valores de susceptibilidade magnética, uma vez que são relativos a alteração de minerais predominantemente ferromagnéticos, cujos produtos secundários (argilominerais e óxidos) são ricos em Fe. Esses minerais neoformados são responsáveis pelas propriedades magnéticas dos solos residuais, lembrando que são poucos os que apresentam magnetização 30 remanente (Siqueira, 2010). Os minerais magnéticos mostram-se bastante úteis no estudo de solos tropicais, podendo indicar fatores e processos de sua formação (Mathé et al., 2006), conforme exemplificado na tabela abaixo (Tabela 1).

Tabela 1: SM para as frações granulométricas de diferentes solos (Modif. de Siqueira, 2010) -6 -1 Solo Material de origem Fe2O3 SM (10 m³ kg ) – Frações do solo

(%) Areia Silte Argila

1 Basalto 30 144,6 25,5 10,46 2 Arenito (G. Bauru) 3,4 0,71 6,43 1,18 3 Basalto 29,6 191,46 166,52 53,17 4 Basalto 22,9 82,92 36,80 18,83 5 Basalto 23,1 45,25 22,22 4,58 6 Basalto 24 39,71 24,30 0,77 1.Latossolo distrófico A moderado; 2. Latossolo A proeminente; 3. Nitossolo (Typic Acorthox); 4. Nitossolo A moderado (Typic Haplorthox); 5. Latossolo Vermelho álico A proeminente textura muito argilosa (Typic Acrohumox); 6. Latossolo Vermelho álico (Typic Acrohumox).

Para a pesquisa de SM relacionada a horizontes de solo, recomenda-se um conhecimento prévio dos materiais de origem do manto de alteração (Siqueira, 2010), lembrando que solos originados de rochas sedimentares, por exemplo, mostram valores baixos de SM. Solos com alto teor de argilominerais tendem a possuir SM elevada. Chen et al. (2002) sugerem que em solos arenosos a magnetita é oxidada diretamente para hematita, que apresenta SM baixa. Nos solos finos, a magnetita é oxidada mais lentamente, sendo convertida em maghemita, que possui valor de SM alto.

4.2.2.3. Instrumentação As medidas de SM foram realizadas em campo com um susceptibilímetro magnético, ou seja, um medidor digital de susceptibilidade magnética, do tipo KT-10 da TerraPlus S/C. O medidor opera com um oscilador LC 10 kHz e com uma bobina indutiva para medir a condutividade magnética. A susceptibilidade é medida a partir da diferença entre a frequência da amostra e das medições ao ar livre, por meio do seguinte procedimento: 1. A frequência do oscilador é determinada ao ar livre; 2. A frequência do oscilador é medida quando a bobina é colocada sobre a superfície do material, no caso o solo; 3. A frequência do oscilador é então medida novamente ao ar livre e, então, os resultados são mostrados no leitor digital.

A Figura 14 mostra o modelo de susceptibilímetro utilizado em campo, indicando cada um de seus componentes. Após a coleta de dados, a malha de valores de SM foi ajustada no software ArcGIS. O programa permitiu a gridagem dos dados obtidos em campo através da interpolação por IDW (ponderação pelo inverso da distância).

Figura 14: (A) Foto do susceptibilímetro magnético KT-10 Plus S/C, da marca Terraplus, semelhante ao utilizado durante a etapa de campo. O instrumento conta com uma bobina osciladora, do tipo LC, a qual é colocada em contato com a superfície na qual se deseja fazer a medição (Fonte: KT-10 Susceptibilímetro magnético, Guia do usuário, Terraplus); (B) Medição da susceptibilidade magnética em campo (ponto 72).

5. Resultados Os resultados deste trabalho consistem em mapas de susceptibilidade magnética e gamaespectrométricos: concentração de potássio, concentração de urânio, concentração de tório e ternário (potássio-tório-urânio). No entanto, o resultado mais importante desse estudo é um mapa geológico da área, em escala 1:100.000, gerado através da compilação das feições evidenciadas pelos demais mapas. Foram realizados também dois perfis para uma representação mais completa das litologias.

5.1. Litologia e pedologia O levantamento geofísico foi realizado concomitante a observações geológicas. Buscou-se nesse estudo delimitar grupos pedológicos que pudessem estar associados às mesmas litologias. De forma geral, três grandes grupos podem ser destacados: (a) solos arenosos esbranquiçados a avermelhados, relacionados a rochas sedimentares, (b) solos bastante avermelhados, ricos em argilominerais, relacionados a rochas intrusivas máficas, (c) sedimentos areno-argilosos, muitas vezes ricos em matéria orgânica, resultado de deposição aluvial. O litotipo composto por rochas sedimentares é o de maior representatividade na área estudada. Em sua maioria é composto por sedimentos arenosos, pobres em argilominerais, podendo apresentar quantidades variáveis de cascalho. Sua alteração gera um solo arenoso esbranquiçado (Fig. 15a), com porções restritas mais avermelhadas. Afloramentos são raros na região, entretanto, blocos de arenito, encontrados em diversos pontos, foram bastante úteis para a determinação das características da rocha em questão (Fig. 15b). A granulometria dos arenitos varia desde grossa a muito fina, podendo apresentar estratificação cruzada ou plano-paralela. Mineralogicamente são compostos principalmente por quartzo, havendo também, em menor proporção, feldspatos, micas e minerais pesados. Em alguns trechos o arenito apresenta quantidades significativas de seixos e matacões, sendo classificado como diamectito (Fig. 15c). Os seixos apresentam, geralmente, composições quartzítica. Cabe citar que na porção noroeste da área de estudo, o pacote sedimentar exibia feições um pouco distintas do arenito/diamectito observado nas outras porções da área. O solo no local é composto por um percentual mais significativo de silte e argila e a coloração é mais avermelhada que a do arenito supracitado. Isso pode indicar a presença de mais de uma unidade entre as rochas sedimentares generalizadas acima.

Figura 15: Imagens referentes às rochas sedimentares e seus solos residuais: (a) perfil de solo, indicando homogeneidade vertical (ponto 91); (b) bloco de arenito de granulometria média-grossa, esbranquiçado (ponto 172); (c) diamectitos compostos por sedimentos mal selecionados areno-cascalhoso (ponto 156).

A segunda litologia de maior abrangência é a composta por rochas intrusivas máficas e seus solos residuais. Pode ser encontrada em diversos pontos das porções centrais e oeste da área estudada. Diferentemente das rochas sedimentares, diversos afloramentos de rochas ígneas máficas foram observados em campo (Fig. 16a). A rocha sã é composta por plagioclásio e clinopiroxênio, com magnetita, quartzo e olivina como acessório. A granulação é relativamente fina, mas ainda visível a olho nu. Dessa forma, tal litotipo não pode ser classificado nem como basalto, tampouco como gabro; trata-se, portanto, de diabásio. A disposição dessas rochas em relação aos sedimentos paleozoicos pré-descritos é aparentemente concordante, o que leva a crer que se tratam de sills de diabásio. Estes sills, entretanto, não fazem parte da cuesta, em virtude de suas menores elevações quando comparados àquela. Porções da cuesta ocorrem apenas no extremo noroeste da área. Apesar de ocorrerem afloramentos frequentes, essa litologia está, em sua maioria, alterada na forma de um solo avermelhado, rico em argilominerais e magnetita (Fig. 16b). O quartzo ocorre em quantidades variáveis. Esse solo pode ser classificado como latossolo vermelho escuro (Fig. 16c).

Figura 16: Imagens referentes às rochas intrusivas máficas e seus solos residuais: (a) afloramento de diabásio em processo de alteração (ponto 111); (b) alta concentração de magnetita residual em solos de alteração de diabásio (ponto 50); (c) latossolo vermelho típico, ao fundo são visíveis as elevações da cuesta basáltica, de composição máfica também (ponto 30, visada para NW).

A terceira litologia observada são os sedimentos aluviais quaternários. Ocorrem nas proximidades dos rios Pardo e Canoas e são bastante imaturos química e texturalmente. Apresentam granulometria variável, desde argila até cascalho e sedimentos arredondados e angulosos em proporções semelhantes. Uma característica marcante dessa unidade é a presença de matéria orgânica em abundância, o que dá aos sedimentos uma coloração escura, conhecida popularmente como “barro preto” (Fig. 17).

Figura 17: sedimento aluvionar mal selecionado e rico em matéria orgânica, o que lhe garante uma coloração caracteristicamente enegrecida (ponto 67).

Geomorfologicamente, as rochas sedimentares ocorrem em porções planas a levemente onduladas (Fig. 18a). Os diabásios e seus solos residuais ocorrem em porções topograficamente mais elevadas, formando pequenas serras, algumas de encostas consideravelmente íngremes (Fig. 18b). As diferenças topográficas entre as litologias foram essenciais na demarcação dos contatos nas áreas onde não foram marcados pontos. Essa diferença é muito sutil em muitos locais, de maneira que, na falta de uma análise rigorosa, passe desapercebida (Fig. 18c e 18e). Esse problema não ocorre na região que margeia a área de estudo, onde as cuestas não deixam dúvida da existência dos corpos máficos (Fig. 18c e 18d). Entretanto, não se pode tomar a maior elevação do diabásio em relação ao arenito como regra, já que, em alguns casos, a inversão dessa condição é observada.

Figura 18: Imagens destacando os aspectos geomorfológicos da área de estudo e sua relação com os litotipos descritos: (a) relevo plano sobre solos de alteração de arenito (ponto 8, visada para oeste), (b) relevo íngreme sobre solos de alteração de diabásio – no topo do morro aflora a rocha (ponto 78, visada para oeste); (c) região relativamente plana onde pode-se observar solos arenosos (mais próximo) e solos avermelhados de alteração de diabásio (mais distante) (ponto 56, visada para sul); (d) ocorrência da cuesta basáltica apenas no extremo noroeste da área estudada (ponto 41, visada para NW); (e) fotografia indicando, de mais próximo a mais distante, solo de alteração de diabásio, solo de alteração de arenito (levemente mais rebaixado) e as cuestas (ponto 1, visada para oeste).

5.2. Susceptibilidade magnética Os valores de susceptibilidade magnética (SM) apresentam variação bastante pronunciada, ocorrendo desde centesimais até da ordem de 300 µSI (valores adimensionais no Sistema Internacional de Unidades). Os resultados de SM indicam a delimitação das rochas ígneas máficas 37 em relação às rochas sedimentares; isso porque os latossolos vermelhos, quando derivados de diabásio, exibiram valores muito maiores de SM se comparados aos solos de alteração de rochas sedimentares e aluviões. Numericamente, enquanto aluviões apresentaram valores de susceptibilidade magnética entre 0,1 e 3,6 µSI e, rochas sedimentares e seus solos entre 0,5 e 26,6 µSI, o diabásio e seus solos de alteração indicaram valores maiores que 23,1 µSI, atingindo até 331 µSI (Fig. 19). Solos transicionais entre os domínios ígneos máficos e arenáceos apresentaram valores entre 15 e 25 µSI. A tabela de medidas geofísicas é apresentada nos anexos.

Figura 19: Valores máximos e mínimos de SM em relação à litologia do local. Observe que, apesar das rochas sedimentares e seus solos apresentarem valores de SM baixos quando comparados aos do diabásio, os siltitos apresentam os valores mais elevados e os aluviões os menores valores desse grupo.

Em situações onde as características do solo não foram suficientes para definir a litologia do local, a SM foi determinante, ao menos no que tange a classificação em substrato ígneo máfico ou sedimentar. O mapa de susceptibilidade magnética é apresentado na Figura 20, que é o resultado da interpolação pelo método de ponderação pelo inverso da distância dos 189 valores médios de SM obtidos em campo. Os resultados indicam que a porção leste do mapa é exclusivamente constituída por rochas sedimentares, enquanto na porção central e oeste ocorrem intercalações de rochas sedimentares e diabásio. Esses valores são bastante coerentes com as observações geológicas. Os altos valores indicam afloramentos de diabásio ou dos latossolos vermelho, ricos em magnetita, gerados através de sua alteração.

Figura 20: Mapa de SM, gerado através do software ArcGIS pelo método de interpolação por IDW (ponderação pelo inverso da distância). A escala de cores foi obtida por ajuste de histograma com intervalo definido manualmente.

5.3. Gamaespectrometria

5.3.1. Potássio Os valores de concentração de potássio, considerando valores normais entre 0 e 4%, foram consideravelmente baixos, inferiores a 0,2% na maior parte da área estudada (Figura 21). Esses valores são associados aos baixos teores de K presentes nas principais rochas contidas na região: diabásios e arenitos. Além disso, em clima tropical, o K é facilmente lixiviado pelas águas pluviais e fluviais, o que reduz ainda mais sua concentração no solo. Duas regiões, todavia, merecem destaque, diante de suas concentrações mais elevadas desse radionuclídeo: as porções noroeste e sudoeste da área estudada. Nessas regiões os valores de K podem atingir até 1,7%. A razão desses valores, na porção sudoeste, pode estar ligada a presença do vale do Rio Pardo, uma vez que esse rio tem nascente e, parte considerável de seu curso, nas regiões graníticas e gnáissicas do embasamento cristalino, a leste da área de estudo. O K de alta mobilidade é carreado pelas águas fluviais e se deposita ao longo das planícies que margeiam o Rio Pardo. Na porção noroeste, por sua vez, o alto valor de K indica a existência de uma fina camada de sedimentos pelíticos. Alguns argilominerais, como a ilita e a montmorilonita apresentam K adsorvido entre as lamelas de sua

39 estrutura cristalina; isso explica os valores de K mais elevados que os encontrados nas regiões do domínio dos arenitos e diabásios. A tabela de medidas geofísicas é apresentada nos anexos.

Figura 21: Mapa de Concentração de K – gerado através do software ArcGIS pelo método de interpolação por IDW (ponderação pelo inverso da distância). A escala de cores foi definida por ajuste de histograma com intervalo referente à ¼ do desvio padrão.

5.3.2. Urânio e Tório Os mapas de concentração de urânio e tório, interpolados, são mostrados nas Figuras 22 e 23. Por não se tratar da medida direta da concentração de U e Th, mas da medida equivalente de acordo com a premissa do equilíbrio radioativo (Telford, 1997), usamos as siglas eU e eTh para suas concentrações. A concentração de eU variou de 0 a 4,5 ppm. Considerando valores normais entre 0 e 8 ppm, não ocorre áreas potencialmente uraníferas, onde o teor de U pode atingir até 50 ppm. A concentração de eTh variou entre 0 e 26,2 ppm. Mais uma vez os valores são normais, já que não ultrapassa 50 ppm, limiar de anomalia. Observando os mapas, os valores são bastante variáveis em toda a área de estudo, mas existe certa semelhança entre as concentrações de ambos os elementos. Há uma tendência a ocorrência de valores maiores nas porções centrais e oeste. Isso pode ser explicado pela existência de rochas máficas nessa porção. As rochas máficas, quando intemperizadas, produzem solos com concentrações razoáveis de U e Th, já que tais elementos são

40 pouco móveis e permanecem no perfil intemperizado principalmente adsorvido aos argilominerais. Os latossolos vermelhos são ricos em argilominerais e, consequentemente, nesses elementos. Os solos arenosos, por conter uma quantidade bastante reduzida de argilas, não são enriquecidos nesses radionuclídeos. Valores bastante elevados de eTh e eU na região do vale do Rio Pardo podem ser explicados pelo carreamento desses elementos provenientes do embasamento cristalino, de onde o rio é oriundo. Esses elementos podem ter sido transportados por minerais resistatos, como é o caso do urânio no zircão, ou adsorvido na matéria orgânica, como é típico do tório. A tabela de medidas geofísicas é apresentada nos anexos.

Figura 22: Mapa de Concentração de eU, gerado através do software ArcGIS pelo método de interpolação por IDW (ponderação pelo inverso da distância). A escala de cores foi definida por ajuste de histograma com intervalo referente à 1/3 do desvio padrão.

Figura 23: Mapa de Concentração de eTh, gerado através do software ArcGIS pelo método de interpolação por IDW (ponderação pelo inverso da distância). A escala de cores foi definida por ajuste de histograma com intervalo referente à 1/3do desvio padrão.

5.3.3. Mapa ternário A Figura 24 mostra o mapa ternário de composição colorida RGB, onde os valores de concentração de K foram inseridos no canal vermelho, os de Th no canal verde e os de U no canal azul. Este mapa indica as relevâncias desses radionuclídeos em conjunto, na área estudada. O mapa evidencia altos valores de K no extremo noroeste da área de estudo; valores mais altos de U e Th nas porções centrais e oeste, em relação ao leste; e alta concentração dos três elementos no extremo sudoeste, na região que ocorre o aluvião do Rio Pardo.

Figura 24: mapa ternário de composição colorida RGB, os valores de concentração de K foram inseridos no canal vermelho, os de Th no canal verde e os de U no canal azul. Mapa produzido com auxílio do software Oasis Montaj.

5.4. Mapa geológico da região da foz do Rio Canoas O mapa geológico da área de estudo foi gerado com base nas análises geológicas e nos mapas de SM e gamaespectrométricos (K, U, Th e ternário) (Fig. 25). Cinco grandes unidades foram definidas: (a) arenitos e diamectitos glaciais, (b) siltitos avermelhados, (c) argilitos ricos em K, (d) sills de diabásio e (e) aluviões. Cabe frisar que este mapa é o produto da combinação dos mapas geofísicos. Nesse sentido, pode ser que, em alguns trechos, a dinâmica superficial (ex: processos coluviais) tenha remobilizado solos de um domínio para outro, mascarando o sinal geofísico. De todo modo, buscou-se delimitar as unidades quando também havia evidências geológicas no local, como afloramentos.

Figura 25: Mapa Geológico da Região da Foz do Rio Canoas. Cinco unidades e duas falhas normais foram definidas. São também apresentados dois perfis de subsuperfície.

A unidade de maior representatividade espacial são os arenitos e diamectitos. Ocupam toda a porção leste e alguns trechos da porção oeste da área. Tratam-se de arenitos esbranquiçados e mal selecionados, alterados na forma de um solo muito arenoso e intercalados, por vezes, com diamectitos (depósitos arenosos ricos em seixos e matacões essencialmente quartzíticos). A formação desses depósitos remete a um período glacial, já que este ambiente forma depósitos mal selecionados, sendo comum diamectitos. A topografia dessa unidade é a mais plana, sendo menos rebaixada apenas que os aluviões. Medidas de SM indicaram os limites dessas rochas, já que os valores se concentraram entre 0 e 15 µSI. Dados gamaespectrométricos mostraram baixos valores de K, U e Th, como é típico de solos essencialmente arenosos. Os dados geofísicos, em conjunto com as observações de campo, levaram a inclusão de duas novas unidades dentro do domínio sedimentar apresentado anteriormente (ver tópico 5.1 – Litologia e pedologia). A primeira delas trata-se de siltitos avermelhados. São encontrados na porção noroeste da área de estudo e se diferenciam do restante do pacote sedimentar por sua granulometria mais fina e coloração mais intensa. A distinção destas em relação às demais rochas foi assegurada pelos valores de SM, que estão, principalmente, entre 10 e 20 µSI. Os arenitos/diamectitos, apesar de possuírem valores de até 16,6 µSI, apresentaram, majoritariamente, valores entre 0 e 10 µSI. Quanto a análise gamaespectrométrica, os dados de K foram baixos. Os dados de U e Th apresentaram valores intermediários. A granulometria mais fina permitiu uma maior adsorção destes elementos do que no caso dos arenitos e diamectitos. A outra unidade diferenciada no domínio sedimentar é uma fina camada de argilitos no extremo noroeste da área de estudo, evidenciada pelos altos valores de concentração de K nessa região. A quarta unidade, aqui definida, é a composta por sills de diabásio, que se acomodam de forma concordante nas rochas sedimentares e geram, através de sua pedogênese, solos avermelhados, com alto conteúdo de argila e excelente fertilidade. As maiores elevações ocorriam nesse domínio, na forma de colinas mais pronunciadas que as que ocorrem no domínio sedimentar. Os dados de susceptibilidade magnética foram importantes na definição dessa litologia, já que a alta concentração de ferro desse solo, essencialmente nas magnetitas, resultava em altos valores de SM, variando de 23,1 a 331 µSI. Além da alta susceptibilidade, o alto conteúdo de argilominerais propiciou a maior retenção de Th e U nos solos dessa litologia em relação aos demais estudados. Os valores de potássio foram baixos, muitas vezes abaixo do limite de detecção do aparelho, visto que rochas máficas são pobres em álcalis e a pedogênese tropical contribui para a completa depleção desse elemento. Dessa forma, todos os dados geofísicos foram muito úteis para a delimitação dessa unidade. Por fim, a última unidade presente na área estudada foram os depósitos aluvionares. Esses depósitos são constituídos por sedimentos mal selecionados de deposição recente. Ocorrem, 45 principalmente, nas imediações dos rios Pardo e Canoas. Esses sedimentos mostravam-se muito ricos em matéria orgânica. Os valores de SM foram muito reduzidos, sendo a maioria abaixo de 1 µSI. Dados de radiação gama, indicaram, nas planícies de inundação do Rio Pardo, concentrações de potássio relativamente mais alta que as áreas ao redor, o que é resultado do transporte de K pelo rio, que tem nascente no embasamento cristalino, à leste. Altos valores de Th podem estar relacionados com a forte adsorção deste elemento na matéria orgânica. A Tabela 2 sistematiza, por unidade litológica, os valores máximos, mínimos, médios e o desvio padrão referentes aos dados de susceptibilidade magnética e concentrações de K, U e Th.

Tabela 2: Dados geofísicos referentes às cinco unidades definidas. Diabásio Max. Min. Média Desv. P. SM (µSI) 331,0 23,1 95,1 60,5 K (%) 1,4 0,0 0,1 0,2 U (ppm) 4,5 0,0 2,6 0,7 Th (ppm) 18,4 0,0 8,9 3,3 Arenitos/Diamectitos Max. Min. Média Desv. P. SM (µSI) 16,6 0,5 5,0 3,6 K (%) 0,7 0,0 0,1 0,1 U (ppm) 3,7 0,3 2,4 0,6 Th (ppm) 16,1 0,0 7,6 3,2 Siltitos vermelho Max. Min. Média Desv. P. SM (µSI) 26,6 4,8 13,5 4,9 K (%) 0,9 0,0 0,3 0,2 U (ppm) 3,8 1,8 2,7 0,6 Th (ppm) 16,2 5,8 9,4 2,5 Argilitos Max. Min. Média Desv. P. SM (µSI) 12,0 1,1 5,1 4,4 K (%) 1,7 0,6 1,1 0,4 U (ppm) 2,7 1,8 2,3 0,4 Th (ppm) 9,2 5,6 7,2 1,5 Aluviões Max. Min. Média Desv. P. SM (µSI) 3,6 0,1 1,2 0,9 K (%) 1,6 0,0 0,5 0,5 U (ppm) 4,2 1,7 2,5 0,6 Th (ppm) 26,2 5,6 11,3 7,1

Ainda de acordo com o mapa da Figura 25, foram delimitadas duas falhas orientadas norte- sul. Essas estruturas foram discriminadas em virtude da linearidade do contato entre o corpo de diabásio e o arenito nesse trecho. Tratam-se de falhas inferidas, pois não foram observadas

46 diretamente em campo. Entretanto, lineamentos com direção norte-sul podem ser observados na região em apreço através de imagens de satélite. É possível que haja outras estruturas dessa mesma família de falhas, especialmente na extrema jusante do rio Canoas, onde este assume um curso pronunciadamente retilíneo. Nessa porção do rio, ainda pode-se notar que o sill de diabásio, bastante íngreme no local, atua como um barramento do Canoas, o que reflete em uma ampla planície de inundação à sua esquerda. Os perfis geológicos elaborados (AB e AC) mostram o comportamento em subsuperfície das litologias em foco. O perfil AB indica que o sill de diabásio se instalou no topo dos arenitos/diamectitos, sob os siltitos avermelhados. O perfil AC, por sua vez, indica a instalação do sill em um nível inferior, ou seja, interdigitado nos arenitos/diamectitos. A acomodação das soleiras magmáticas em níveis estratigráficos diferentes é uma feição comum na natureza. Pode-se até suspeitar que, estruturas circulares ígneas, como ocorre no centro-norte da área de estudo, foram no passado dutos de transporte vertical de magma, o que teria levado a colocação do sill em um nível estratigraficamente superior, nesse trecho. Os dois perfis indicam, à esquerda, um dique de diabásio responsável pelos derrames da cuesta basáltica.

6. Discussão O presente trabalho delimitou cinco litologias na região da foz do Rio Canoas, Mococa, SP: (a) arenitos e diamectitos glaciais, (b) siltitos avermelhados, (c) argilitos ricos em K, (d) sills de diabásio e (e) aluviões. Tomando como base os mapeamentos do Estado de São Paulo realizados pelo IPT (1981) e CPRM (2005), essas unidades podem ser correlacionadas a grandes grupos litológicos da Bacia Sedimentar do Paraná. Os arenitos e diamectitos se associam aos depósitos da Formação Aquidauana, sedimentados durante o fim do Carbonífero em clima glacial. Os depósitos da Formação Aquidauana representam diversos ambientes continentais que sofreram atuação direta ou indireta de climas glaciais (Almeida et al., 1981), incluindo canais fluviais, leques glaciais, lagos periglaciais e mesmo geleiras. Por se tratar de um arenito mal selecionado, essencialmente quartzoso e de coloração esbranquiçada, pode-se agrupar tais rochas como pertencentes ao Membro flúvio-lacustre Rio Capetinga definido por Cottas et al. (1981). Milani (1997) descreve tais arenitos mal selecionados, podendo apresentar estratificação cruzada ou planar e defende que sua formação está associada ao início da deglaciação do paleocontinente Gondwana. Cavalcante et al. (1979) descreve os diamectitos, ricos em seixos e matacões quartzosos, semelhantes aos observados em campo. Os siltitos avermelhados, possivelmente, são parte constituinte da Formação Tatuí, unidade de idade permiana que se sobrepõe às rochas da Formação Aquidauana e, mais a sul do estado, do Grupo Itararé. Siltitos com estas características são descritos por diversos autores e representam sedimentação pós-glacial em ambiente costeiro e de mar aberto raso (IPT, 1981), como barras litorâneas e plataformais, em sistemas flúvio-deltaicos, e localmente em cunhas clásticas do tipo fan deltas (Fúlfaro, 1974). A fina camada de argilito, provavelmente trata-se da porção basal da Formação Corumbataí, ainda permiana, mas depositada em contexto interglacial, quando as águas do Paleoceno Pantalassa invadiram porções antes continentais do Gondwana. Sousa (1985) sugere que a porção basal dessa formação é referente a depósitos plataformais profundos (offshore), constituídos por argilitos, folhelhos e níveis calcários. Ocorre então uma discordância. As unidades litológicas sedimentares depositadas posteriormente a esses eventos não estão contidas na área de estudo, uma vez que esta se encontra na borda da Bacia do Paraná, tendo sido mais intensamente erodida durante o evento de soerguimento da Serra do Mar, no Terciário. Os trechos de sills de diabásio, constituintes da Formação Serra Geral, se acomodaram paralelamente às camadas sedimentares durante o Cenozóico, quando tem início a separação da porção sul do Gondwana, que posteriormente dará forma aos continentes Sul-Americano e Africano (Hasui et al., 2012). No caso estudado, as rochas intrusivas máficas encontram-se interdigitadas nas

Formações Aquidauana e Tatuí. A presença de “terra roxa” na região já havia sido assinalada por diversos autores como Azevedo e Massoli (1984). Findada a formação da Bacia do Paraná e os Estágios de Ativação Tectônica, tem-se o Estágio de Calmaria Moderno (Hasui et al., 2012), no final do quaternário, quando se formam os depósitos aluviais observados nas margens dos rios Canoas e Pardo. Oliveira et al. (1989) já havia alertado para a baixa maturidade desses depósitos e para o alto teor de matéria orgânica. Em campo essas características foram confirmadas diante da má-seleção e da coloração enegrecida desses sedimentos. As litologias observadas são as mesmas contidas no mapa geológico da CPRM (2005). Entretanto, seus limites e geometria sofreram significativas alterações, especialmente em relação às rochas intrusivas máficas. Tais rochas, através do mapeamento geológico de maior detalhe e da utilização dos métodos geofísicos, foram encontradas em uma área muito mais abrangente que aquela pré-definida. Essas rochas ocupam grande parte da porção central da área de estudo, se estendendo de norte a sul, e considerável extensão da região oeste. Ou seja, este estudo redefiniu os sills de diabásio, que ocupavam uma área de aproximadamente 8 km², ocupando agora 57 km² do total de 252 km² da área. Além disso, a geometria das demais formações, como os arenitos da Formação Aquidauana e siltitos da Formação Tatuí, foram modificadas. A Figura 26 apresenta uma nova versão do mapa geológico apresentado no item anterior, adaptando as unidades aqui definidas às formações Serra Geral, Aquidauana, Tatuí e Corumbataí. Os mapas geofísicos também são inseridos por terem auxiliado a elaboração deste mapa. Como já mencionado, os sinais geofísicos, em alguns trechos, podem ter sido mascarados em decorrência de transporte coluvionar, comprometendo alguns dos limites das litologias definidas nesse mapa. Processos de adubação também podem alterar o sinal emitido, especialmente no que tange a concentração de potássio. Ressalta-se, contudo, que embora o processo de adubação e/ou lixiviação possa afetar o sinal geofísico, todas as medidas foram feitas tentando evitar-se esses efeitos e conclusões só foram tomadas quando corroboradas por observações geológicas de campo. O estudo também foi útil na compilação de valores geofísicos das litologias estudadas. A Figura 27 contém gráficos que mostram os valores médios dos parâmetros geofísicos medidos para cada unidade litológica.

Mapa Geológico da Região da Foz do Rio Canoas, Mococa (SP) Mapa Susceptibilidade Mapa de Concentração Magnética de Potássio 275000 278000 281000 284000 287000 µ 275000 278000 281000 284000 287000 275000 278000 281000 284000 287000 Legenda: Legenda: 6 Susceptibilida Magnética Concentraçao de K (%) 0 00 ± ± 0 600 A 0 00 0 6 0,126746297 - 4,662845972 6 0 - 0,009231204 6 600 0 0 0 0 600 0 0 4,662845973 - 9,09300186 0,009231204 - 0,059235828 0 0 0 0 70 3 3 0 7 0 9,093001861 - 13,11428043 600 0 0,059235828 - 0,109240452 3 3

0 0 0 3 0 3 6 6 3 3 0 0 7 7 6 6 13,11428044 - 18,00502464 0,109240452 - 0,159245076 0 0 7 600 7 4 4 18,00502465 - 22,13498641 0,159245076 - 0,2092497 3 3

6 0 0 6 6 0 0 0 0 0 22,13498642 - 26,15626498 0,2092497 - 0,259254324 0 0 7 7 0 0 0 0 0 0 0

26,15626499 - 31,04700919 3 3 0,259254324 - 0,309258947 0 0 6 6 3 3 7 7 6 0 6 31,0470092 - 36,80721903 0,309258947 - 0,359263571 7 70 7 6 0 0,359263571 - 0,409268195 6 36,80721904 - 40,8284976 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 40,82849761 - 45,71924181 0,409268195 - 0,459272819

0 6 0 0 0 0 0 0 6 7 7 0 0 0 0 0 0 2 2 7 7 45,71924182 - 50,71866922 0,459272819 - 0,509277443 2 2

0 6 6 2 2 7 7 3 3 6 6 50,71866923 - 56,37019586 0,509277443 - 0,559282067 7 7 6 6

± 7 7 56,37019587 - 61,26094007 0,559282067 - 0,609286691 0 0 0 0 0 0

61,26094008 - 66,15168427 0 0 0,609286691 - 0,659291315 0 0 4 4 0 0 2 2 4 4 66,15168428 - 71,91189412 0,659291315 - 0,709295939 6 6 2 2 7 7 0 6 6

0 7 7 71,91189413 - 289,3031006 0,709295939 - 1,699820995 0 0

6 0 0 0 0 0 600 0 0 3 6 6 0 3 6 0 0

3 0 3 km km

0 6 6 275000 278000 281000 284000 287000 6 7 7 275000 278000 281000 284000 287000 0 0 0 0

0 0 Mapa de Concentração 8 8 Mapa de Concentração 2 2 6 6 7 7 de Urânio de Tório Legenda: 275000 278000 281000 284000 287000 275000 278000 281000 284000 287000 Legenda: B Concentração de U (ppm) 0 0 Concentração de Th (ppm) 0 0 ± 0,300005972 - 0,958335142 ± 0 0 600 600 0 - 0,313971588

6 6 0,958335142 - 1,123610233 00 0 2 2 6 60 0,313971588 - 1,2291757 0 0

1,123610234 - 1,288885325 0 0 6 6 0 0 0 0 1,229175701 - 2,144379812 0 0 7 7 7 0 0 0 1,288885326 - 1,454160416 7 3 3 0 0 3 0 3 3 3 2,144379813 - 3,059583924 3 3 6 6

1,454160417 - 1,619435508 6 6

7 6 7 00 7 60 7 3,059583925 - 3,974788036 1,619435509 - 1,784710599 0 3,974788037 - 4,889992148 6 1,7847106 - 1,949985691 0 0 0 0

0 0 0 0 0 4,889992149 - 5,80519626 0 0

0 0 0 0 0 0 0 1,949985692 - 2,115260782 0 0 0 0 0 0

0 6 0 5,805196261 - 6,720400372 3 3 2,115260783 - 2,280535874 3 3 4 4 6 6 6 6

7 7 6,720400373 - 7,635604484 2 2 2,280535875 - 2,445810966 7 7 6 6 7,635604485 - 8,550808596 6 6 7 7 0 2,445810967 - 2,611086057 0

0 0 0 0 0 0 8,550808597 - 9,466012708 0 0 2,611086058 - 2,776361149 0 0

0 6 0 6 0 0 0 7 7 0 9,466012709 - 10,38121682 7 7 0 2 2 2,77636115 - 2,94163624 0 2 2 6 6

6 6 10,38121683 - 11,29642093 7 7

2,941636241 - 3,106911332 7 7

0 0 11,29642094 - 12,21162504

0 0 3,106911333 - 3,272186423

0 0 12,21162505 - 13,12682916 0 0 0 0

0 0 3,272186424 - 3,437461515 0 0 2 2 0 0

0 0 13,12682917 - 14,04203327 2 2 4 4

0 3,437461516 - 3,602736607 4 4 2 2 6 6 2 2 0 14,04203328 - 14,95723738 6 6 6 6 7 7 6 3,602736608 - 4,49993515 7 7 7 7 14,95723739 - 26,1998024 0 0 3 6 600 60 600 0 3 6 275000 278000 281000 284000 287000 km km C 275000 278000 281000 284000 287000 275000 278000 281000 284000 287000 Coordinate System: SIRGAS 2000 UTM Zone 23S Legenda: 1:100.000 Projection: Transverse Mercator Perfis 100 m Litologia F. Aquidauana Datum: SIRGAS 2000 false easting: 500.000,0000 Falhas 20 m Aluvião F. Corumbataí km false northing: 10.000.000,0000 Rios F. Serra Geral F. Tatuí central meridian: -45,0000 Mapa de Pontos Mapa de Localização 0 1 2 4 scale factor: 0,9996 latitude of origin: 0,0000 275000 278000 281000 284000 287000 50°0'0"W 49°0'0"W 48°0'0"W 47°0'0"W 46°0'0"W Units: Meter 44 23 43 87 24 22 90 92 93 96 Legenda: 42 46 40 47 00 41 89 6 20°0'0"S 20°0'0"S 39 37 21 86 600 25 85 97 0 20 0 Pontos Legenda: 0 128 126127 91 0 0 36 7 95 0 133 0 125

3 19 3 26 0 121 3 94 3 Área de Estudo 35 134 Rodovia SP 338 6 6 34 18 124 6 7 00 33 130 123 7 27 122 32 28 Brasil 135 17 131 31 120 Rios 21°0'0"S MINAS GERAIS 21°0'0"S 48 98 0 49 30 29 16 132 118 0 50 51 15 0 52 136 99 0

0 0 8 0 0 0 56 7 119 117 0

6 0 3 6 3 6 102 3 53

6 137 14 6 116 101 km 7 5 13 9 7 1:8.000.000 57 3 10 1 115 59 58 2 11 103 100 55 4 12 114

0 111 109 0 22°0'0"S 22°0'0"S 0 60 76 113 0

0 62 0 75 84 105 7 107 7 SÃO PAULO 2 108 104 2 6 74 175 176 6

7 63 83 138 139 7 73 174 168169 163 6 64 82 177 71 72 79 178 106 142 0 172 65 179 164 143 0 189 170 0 171 162 141 0 70 151 0 81 152 0 187 0 80188 0 23°0'0"S 23°0'0"S

4 69 183 182 153 140 4

2 67 146 2 184 6 66 6

7 186 161 155 144 7 68 185 145 160 149 158 PARANÁ 600 148 147 159

275000 278000 281000 284000 287000 50°0'0"W 49°0'0"W 48°0'0"W 47°0'0"W 46°0'0"W

Autor: Pedro Lian Tito Rosa Figura 26 (página acima): Mapa Geológico da Região da Foz do Rio Canoas. Cinco unidades e duas falhas normais foram definidas. São também apresentados dois perfis de subsuperfície e os mapas auxiliares: mapa de susceptibilidade magnética, mapa de concentração de K, mapa de concentração de U, mapa de concentração de Th, mapa de pontos, mapa de localização da área de estudo.

Figura 27: Gráficos comparativos das unidades litológicas estudadas no que tange aos valores geofísicos médios: (a) susceptibilidade magnética; (b) concentração de potássio em %, (c) concentração de urânio em ppm, (d) concentração de tório em ppm.

A SM é alta a muito alta no domínio dos diabásios e apresenta valores decrescentes, nessa ordem, nas seguintes unidades: Formação Serra Geral, Formação Tatuí, Formação Aquidauana/Corumbataí e Aluvião Quaternário. Este último, em geral, tem susceptibilidade inferior à unidade. Os altos valores de SM dos diabásios foram cruciais em locais onde havia dúvidas de sua ocorrência; sem as medidas de SM não teria sido possível delimitar, com a mesma precisão, a área ocupada pelos sills. A alta SM de rochas ígneas máficas e a baixa de arenitos são observadas em diferentes locais (e.g. Kearey et al., 2009). Para o caso dos solos vermelhos, resultado da alteração de basaltos, a SM também apresenta valores elevados (Siqueira, 2010). Esses aspectos são confirmados no presente estudo. Além disso, observa-se que os valores de SM dos siltitos da Formação Tatuí são maiores que aqueles dos arenitos da Formação Aquidauana. Isso pode ser explicado pela sugestão de Chen et al. (2002) de que em solos arenosos a magnetita é oxidada diretamente para hematita, que apresenta SM baixa; nos solos finos, a magnetita é oxidada mais lentamente, sendo convertida para maghemita, que possui SM relativamente mais alta. O estudo gamaespectrométrico indicou baixos valores de potássio em grande parte da área, o que é consistente com o fato de predominar domínios ígneos máficos e sedimentares psamíticos. Boyle (1982) e Wilford (1997) afirmam que tais grupos litológicos e seus respectivos solos estão entre os mais depletados em K. Exceções à baixa concentração ocorrem nas imediações do Rio Pardo, onde potássio proveniente do embasamento cristalino foi trazido pelas águas fluviais e no extremo noroeste, onde ocorrem trechos restritos da Formação Corumbataí, rica em argilominerais (Fig. 27). Os dados de U e Th foram muito baixos nos solos do domínio dos arenitos. Entretanto, esses valores foram significativamente maiores em solos mais argilosos, como os solos de alteração do diabásio. Isso ocorre porque esses elementos, na presença de argilominerais, perdem mobilidade, mantendo-se aderido nas argilas e se concentrando à medida que o intemperismo avança, como descrito por Wilford (1997). Solos ricos em matéria orgânica, como ocorrem nas margens dos rios, apresentaram alta concentração de Th. Isso é consistente fisicamente, visto que este radionuclídeo tem afinidade eletroquímica pela matéria orgânica.

7. Conclusões O estudo de mapeamento geológico-geofísico permitiu a reelaboração do mapa geológico da região da foz do Rio Canoas, em escala 1:100.000. Isso permitiu um maior detalhamento em relação aos mapas anteriores, como os realizados pelo IPT (1981) e pela CPRM (2005). Para isso a área foi percorrida em um total de nove dias, sendo realizadas observações geológicas, geomorfológicas e geofísicas (medidas da susceptibilidade magnética e da radiação gama emitidas pela superfície). O estudo setuplicou a extensão dos domínios ocupados pelos sills de diabásio, além de redefinir a forma das litologias da área. A compilação dos valores de susceptibilidade magnética e de concentração de K, U e Th permitiu definir as seguintes unidades: Formação Aquidauana, Formação Tatuí, Formação Corumbataí, Formação Serra Geral e Aluviões Quaternários dos Rios Pardo e Canoas. O mapeamento geológico implica o domínio de diversas áreas, como a mineralogia, petrologia (ígnea e sedimentar, para este estudo), pedologia, geomorfologia, noções de geoquímica, estratigrafia, geologia estrutural, geotectônica, geologia histórica, cartografia, sensoriamento remoto e sistema de informações geográficas (SIG). Isso demonstra uma grande abrangência das disciplinas cursadas no curso de geologia nesse trabalho de conclusão. Além disso, nesse mapeamento foram aplicados métodos geofísicos, que, quando combinados com a geologia, reduziram significativamente as incertezas intrínsecas do mapeamento. O trabalho focou em análises geológicas/geofísicas superficiais; resta ainda o entendimento mais exato da disposição dessas litologias em subsuperfície. Futuros trabalhos focados em geofísica mais profunda, como a gravimetria, podem esclarecer algumas questões pendentes e contribuir para o entendimento da dinâmica na borda leste da Bacia Sedimentar do Paraná, onde os estratos repousam inclinados sobre as rochas duras do embasamento Pré-Cambriano.

8. Referências bibliográficas

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9. Anexos

9.1. ANEXO: Tabela de Medidas Geofísicas. Susceptibilidade Magnética (µSI) Ponto x (m) y (m) z (m) DR K (%) U (ppm) Th (ppm) #1 #2 #3 Média 1 278430 7628440 652 3 0 2,6 4,3 51,6 53,2 57,7 54,167 2 278464 7628502 656 3,3 0,4 2,2 4,4 132 141 138 137,000 3 278535 7628632 652 4,2 0,1 2,1 8,9 180 174 182 178,667 4 278145 7628053 642 4,5 0,3 3,1 6,9 4,95 4,56 7,18 5,563 5 277987 7628882 617 4,7 0 2,6 10 43,1 47,7 44,4 45,067 6 278077 7629473 602 3,8 0,2 1,9 7,7 26 28,4 24,8 26,400 7 278358 7629768 621 2,9 0 1,9 5,6 5,74 4,09 5,28 5,037 8 279141 7629925 647 3,4 0,1 1,7 7,4 9,68 6,92 4,19 6,930 9 279444 7628778 648 3,8 0 2 8,4 10,6 11,4 8,93 10,310 10 279310 7628611 644 3,5 0 2,3 6,6 38,5 37,5 48,2 41,400 11 279007 7628190 651 1,2 0 1,9 0 133 127 112 124,000 12 279495 7627984 665 4,4 0 2,4 9,5 213 233 202 216,000 13 278757 7629051 620 4,1 0 2,7 7,9 88,7 54,9 97,3 80,300 14 278843 7629234 625 4,4 0,4 2 8,4 13,8 16,6 6,58 12,327 15 279024 7630490 624 3,5 0,2 2,7 5,2 3,61 9,06 6,27 6,313 16 278975 7630608 621 3,7 0,1 2,2 7,1 75,7 67,9 65,1 69,567 17 278789 7631191 641 3,4 0,1 2,4 5,8 14,5 15 14,9 14,800 18 278401 7632181 652 3,9 0,1 2,7 7,4 69,8 52,8 66,1 62,900 19 278149 7632828 684 2,8 0,1 1,2 6,4 116 130 115 120,333 20 277878 7633499 689 3,1 0,2 0,9 7,5 84,3 86,8 82,3 84,467 21 277345 7634243 644 5 0,2 3,3 8,8 18,6 9,01 18,1 15,237 22 276939 7634953 5,5 0,6 1,8 11,1 11,7 8,45 5,02 8,390 23 276240 7635804 609 4 0,5 1,8 7,2 11 11,7 12,4 11,700 24 276328 7635005 589 5,1 0,3 3,1 9,3 10,7 8,78 6,35 8,610 25 275755 7633949 612 4,8 0,1 2,5 10,2 4,75 11,9 7,97 8,207 26 275431 7632657 631 4,1 0,4 1,8 7,4 22,7 18,5 16,8 19,333 27 274992 7631613 645 5,3 0,2 2,4 11,8 12,4 18,4 13,2 14,667 28 275386 7631380 632 5,3 0,1 3,6 9,5 16,7 17,6 11 15,100 29 275773 7630707 4,1 0 3,1 7 24,8 15,2 19,9 19,967 30 274449 7630730 627 8,1 0 4,5 18,4 40,5 42,5 35,6 39,533 31 274087 7631039 6,1 0,1 3,3 12,5 57,9 47,1 36,9 47,300 32 274345 7631389 638 7,4 0,1 3,8 16,2 8,43 8,28 10,7 9,137 33 274016 7631946 637 5,2 0,1 3,2 10,1 4,53 4,6 6,04 5,057 34 273257 7632090 605 6,9 0,3 2,5 16,1 1,89 1,91 2,32 2,040 35 274000 7632283 642 4,8 0 2,9 9,5 2,83 3,95 3,46 3,413 36 274360 7633072 622 6,4 0 3,7 13,2 8,66 16,4 8,7 11,253 37 273606 7634240 580 4,7 1,1 2,2 5,9 9,25 11,2 8,42 9,623 38 273189 7634384 593 3,9 0,6 1,9 6,1 47,1 41,9 35,5 41,500 39 273004 7634181 579 4,1 0,9 1,8 5,6 12 9,81 10,4 10,737 40 273832 7634619 584 6,4 1,3 2,7 9,2 2,28 1,44 1,56 1,760 41 274360 7634818 619 4,3 0,3 2,7 7,2 11,1 9,36 9,77 10,077 42 274307 7634983 614 4,4 0,6 2,1 7 1,28 1,18 1,46 1,307 43 274108 7635044 613 6,7 1,7 2,7 8,1 1,72 3,12 1,05 1,963 44 274731 7635470 616 4,9 0,2 2,6 9,5 10,7 16,1 14,8 13,867 45 274704 7636171 645 6,3 1,4 2,3 9,2 118 112 124 118,000 46 275901 7634808 592 4,7 0,9 2 7,1 2,41 1,2 2,26 1,957 47 276354 7634539 592 6 0,8 2,4 8 1,65 2,46 1,79 1,967 48 273937 7630792 617 6,4 0,2 2,6 14,3 15,8 13 7,17 11,990 49 273089 7630611 619 5,5 0 3,1 11,4 62,8 53 51,1 55,633 50 272308 7630447 616 4,7 0,1 3,1 8,7 101 104 98,7 101,233 51 274458 7630516 624 7,8 0 4,2 16,9 67,2 75,2 75,7 72,700 52 274358 7630290 617 7,2 0,1 3,4 16,1 10,7 11,1 12 11,267 56

Susceptibilidade Magnética (µSI) Ponto x (m) y (m) z (m) DR K (%) U (ppm) Th (ppm) #1 #2 #3 Média 53 273917 7629315 597 5,4 0,1 2,7 11,4 62 61,9 50,2 58,033 54 273937 7628294 592 6,4 0,1 4 12,4 68,6 74,6 85 76,067 55 273682 7628086 584 3,9 0,1 2,3 7,6 25 27 23,1 25,033 56 275386 7629795 628 2,5 0 2,1 4,1 4,11 4,94 4,61 4,553 57 275931 7628610 594 3,9 0 2,2 7,9 30,3 35,8 23,9 30,000 58 275507 7628281 596 3,4 0 2 7 84,9 88,7 78,3 83,967 59 274948 7628257 590 4,2 0 2,7 7,9 12,2 10,7 13,8 12,233 60 274464 7627260 617 7,8 0,2 3,5 17,5 18,6 20 19,8 19,467 61 273419 7627405 630 4,9 0,1 2,5 10,6 159 131 119 136,333 62 273081 7627113 623 5,3 0 2,4 12,3 81,6 92,4 89,4 87,800 63 274296 7625956 621 6,9 0,1 3,4 15,5 73 74,7 72,4 73,367 64 273991 7625309 620 3,2 0 2,7 11,5 80,8 62,9 107 83,567 65 273729 7624948 618 4,5 0 3,2 7,8 7,45 6,41 7,21 7,023 66 272673 7623515 564 8,8 0 2,6 23,2 2,02 1,72 1,11 1,617 67 272673 7623515 564 5,1 0,3 2,1 10,8 0,092 0,138 0,15 0,127 68 273241 7622595 545 13,1 1,6 4,2 26,2 3,55 3,36 3,31 3,407 69 274013 7623664 561 4,8 0,2 3 8,7 0,954 1,01 1,43 1,131 70 274287 7624504 614 5,6 0 3,6 10,6 108 94,7 79,1 93,933 71 275063 7625237 628 5,9 0,1 3,3 12,3 56,3 58,2 52,8 55,767 72 275684 7625196 642 4,9 0 3,2 9,1 106 97 103 102,000 73 276036 7625530 645 4,5 0 3,1 8,01 12 12,1 13,4 12,500 74 276461 7626252 639 5,2 0,4 2,4 10 16,5 9,36 10,6 12,153 75 275564 7626870 622 5,1 0,1 2,7 10,8 8,62 8,35 8,56 8,510 76 276674 7627225 633 5,2 0,1 2,5 11,3 6,85 5,06 6,37 6,093 77 277162 7626039 651 4,5 0,3 2,1 9,2 7,75 8,52 8,33 8,200 78 277229 7625770 650 6,3 0,1 2,8 14,4 54,1 54,3 50 52,800 79 277329 7625168 674 3 0 1,7 6 222 315 331 289,333 80 277194 7624232 608 3,3 0 2,7 5,5 3,37 3,43 3,29 3,363 81 277221 7624435 624 4,4 0,1 2,4 9,1 28,8 28,6 33,2 30,200 82 276977 7625358 653 2,8 0,1 1,8 5,9 140 190 165 165,000 83 277017 7625934 643 6,6 0,2 2,8 15,1 12,3 10,8 13,7 12,267 84 278147 7626992 645 5,2 0,2 2,3 11,5 10,7 12,4 9,81 10,970 85 278468 7634005 703 1,6 0,2 2 0,4 50,2 56,9 74,1 60,400 86 278916 7634186 703 4,5 0,1 2,7 7,9 136 159 188 161,000 87 278258 7635138 626 5,6 0,9 2,4 9,1 18,1 14,2 26,6 19,633 89 279450 7634445 665 5,9 0,5 3,1 10,5 16,2 9,38 16 13,860 90 282327 7634895 668 4,7 0,1 2,9 9,3 9,7 10,4 10,1 10,067 91 284321 7633251 655 3,1 0,1 1,4 6,8 4,39 4,48 3,24 4,037 92 285289 7634910 656 1,5 0,1 0,8 2,9 8,34 7,01 6,9 7,417 93 286736 7634912 630 3,3 0 2 6,7 7,96 8,13 6,21 7,433 94 285683 7632554 672 3,8 0 2,5 7 6,23 5,91 4,86 5,667 95 287822 7633088 657 3,7 0,1 2,5 6,8 5,87 2,61 5,23 4,570 96 288546 7634863 591 3,7 0,2 2,5 6 0,52 0,474 0,449 0,481 97 287034 7634054 635 3,2 0 1,2 7 8,53 8,91 9,09 8,843 98 286754 7630791 618 3,3 0,1 2,2 5,4 1,32 1,1 1,32 1,247 99 288587 7630380 576 4,1 0,2 2,2 8 1,81 1,64 1,46 1,637 100 288538 7628261 566 0,8 0 1,2 0 4,92 5,83 2,37 4,373 101 286237 7629000 614 0,2 0 0,3 0 2,17 1,85 2,34 2,120 102 284608 7629549 631 0,8 0 1,4 0 4,96 8,76 2,49 5,403 103 284534 7628240 624 3,1 0,1 1,8 6,1 3,63 6,27 5,48 5,127 104 284626 7626297 559 5,5 0,8 1,7 10,3 0,549 0,557 0,553 0,553 105 283203 7626898 616 4,8 0,1 2,4 10,3 1,97 2,3 2,01 2,093 106 283203 7625106 595 3,9 0,1 2 8,4 3,1 2,71 2,77 2,860 107 279428 7626806 607 4,6 0,3 2,7 8,2 0,56 0,592 0,604 0,585 108 280216 7626280 626 3,7 0 3 5,7 2 1,98 1,84 1,940 109 281288 7627564 604 5 0,2 2,7 9,9 8,65 6,83 7,57 7,683 110 280958 7627796 615 4,8 0,2 2,8 9,3 57,8 65 62,3 61,700 111 280624 7627749 625 3,2 0,4 1,8 4,8 223 267 221 237,000 57

Susceptibilidade Magnética (µSI) Ponto x (m) y (m) z (m) DR K (%) U (ppm) Th (ppm) #1 #2 #3 Média 112 279501 7628325 637 5,4 0,1 2,9 8,1 133 140 164 145,667 113 280162 7627283 600 3,7 0,1 2,9 5,8 13,6 14,3 18,4 15,433 114 280633 7628006 2,7 0,2 1,2 5,5 14,3 12 9,62 11,973 115 281931 7628493 591 3,3 0,1 2,3 5,6 0,871 0,879 0,689 0,813 116 283009 7629104 622 4,3 0,1 2,3 8,9 7,2 5,79 6,97 6,653 117 283695 7629807 651 4 0,2 2,4 7,3 1,92 7,17 4,01 4,367 118 282250 7630643 621 5,1 0,1 2,8 10,6 5,66 6,81 7,3 6,590 119 281814 7629823 600 3,9 0,2 2,7 6,3 2,87 0,594 0,645 1,370 120 284755 7631053 632 1,6 0,2 2,1 0 1,6 1,55 7,24 3,463 121 283251 7632745 649 4,7 0,2 2,8 8,4 2,37 1,65 1,92 1,980 122 282849 7631694 618 4,6 0,1 2,9 8,4 1,91 2,09 2,84 2,280 123 281408 7631841 627 5,3 0,1 2,6 11,3 12,8 13,9 12,8 13,167 124 280851 7632105 664 4,7 0,1 3,3 8,4 61,1 64,4 59,9 61,800 125 280405 7632928 713 4,6 0 3,2 8,6 129 141 147 139,000 126 281288 7633225 680 5,1 0,1 2,7 7,6 227 242 262 243,667 127 281585 7633179 644 4,4 0,1 2,8 8,3 18,1 16,6 23 19,233 128 279619 7633245 714 4,2 0,1 2,4 8,4 170 138 164 157,333 129 279244 7632161 672 3,1 0 1,9 6,4 194 178 139 170,333 130 278868 7631914 647 3,4 0,1 1,6 7,5 25,7 22,4 24,2 24,100 131 279732 7631320 676 4,6 0,1 3 8,2 123 105 108 112,000 132 280763 7630727 590 5,1 0,2 2,9 9,8 25,1 11,2 11,5 15,933 133 276387 7632952 642 3,5 0,3 1,5 6,8 28,8 26,1 32,4 29,100 134 277380 7632315 659 4,5 0 3,1 8,3 29,2 36,9 32,6 32,900 135 277665 7631328 635 5,5 0,1 2,5 12,5 5,21 5,61 5,24 5,353 136 277042 7630360 623 2,6 0 1,9 4,5 4,86 4,98 4,68 4,840 137 276628 7629207 605 3,1 0 1,9 6 7,21 6,37 6,5 6,693 138 281091 7625925 604 4,7 0,5 2,3 8,1 2,26 1,9 3,25 2,470 139 281954 7625824 570 3,9 0,1 1,9 8,6 1,43 1,22 1,29 1,313 140 284459 7623734 615 2,9 0 2,4 4,6 4,36 4,58 4,45 4,463 141 285249 7624717 583 4,5 0,1 2,1 9,8 4,09 4,76 2,05 3,633 142 286737 7625145 580 3,8 0,2 1,8 7,6 3,32 3,63 4,09 3,680 143 288556 7624951 603 3,4 0,2 2 6,5 4,84 3,36 5,05 4,417 144 288145 7622919 607 5,5 0,1 2,3 12,6 2,56 5,06 4,32 3,980 145 287339 7622585 647 3,5 0 2,1 7 3,55 2,83 2,73 3,037 146 286633 7623502 634 2,4 0 1,7 4,4 2,1 2,05 2,28 2,143 147 285795 7621564 628 3,4 0,1 2,1 6,1 2,66 2,46 2,65 2,590 148 284013 7621586 4,2 0 2,4 8,8 2,26 2,33 2,19 2,260 149 283754 7622253 605 2,3 0 1,5 4,5 1,2 1,14 1,04 1,127 150 279768 7625776 635 4 0 2,5 7,8 44 73,3 75,7 64,333 151 279814 7624446 583 4,7 0,1 2,7 9,3 23,4 22,9 21,5 22,600 152 279244 7624478 641 3,8 0,6 1,9 5,7 145 137 159 147,000 153 278762 7623699 611 5,1 0,1 2,7 10,8 62,1 50,2 54,8 55,700 154 278287 7623092 621 4,1 0,1 2,5 7,8 91,6 81,7 85 86,100 155 278746 7622921 642 4 0,8 1,8 5,7 51,3 47,9 44,6 47,933 156 278222 7622356 618 5,6 0 2,2 13,9 82,3 99,5 105 95,600 157 278222 7621232 549 9,7 1,3 4 17,1 12,7 7,01 8,23 9,313 158 279168 7621917 548 5,3 0,8 2,1 9,1 0,616 0,647 0,914 0,726 159 278019 7621216 560 5,14 0,1 1,6 13,3 171 206 231 202,667 160 277818 7622219 596 3,8 0 3,7 6,8 3,13 4,14 4,4 3,890 161 277898 7622772 613 4,4 0,1 2,9 8,3 9,48 10,8 7,37 9,217 162 280632 7624679 595 3,9 0 2,9 6,5 1,67 1,27 1,15 1,363 163 281064 7625484 586 4,1 0 2,4 8,5 1,62 2,03 2,02 1,890 164 280055 7624958 584 4,9 0,2 3,2 8,5 18,7 13,7 16 16,133 165 279813 7626201 613 3,3 0,1 2,7 5 17,7 17,3 18,2 17,733 166 279812 7626267 609 4 0,1 2,6 7,5 121 106 104 110,333 167 279832 7626015 610 3,8 0,1 2,3 7,2 57,9 50,2 54,5 54,200 168 279387 7625984 621 4 0,3 2,7 6,1 1,97 2,94 3,34 2,750 169 279511 7625601 642 4,9 0 3,1 9,6 7,29 7,21 7,32 7,273 58

Susceptibilidade Magnética (µSI) Ponto x (m) y (m) z (m) DR K (%) U (ppm) Th (ppm) #1 #2 #3 Média 170 278756 7624751 607 5,2 0,2 2,8 10,5 26,6 24,3 25,4 25,433 171 279091 7624866 613 5 0 3,1 10 66,9 72,5 84,3 74,567 172 279060 7625005 614 2,7 0,1 2,5 3,5 1,17 1,31 1,34 1,273 173 278737 7625698 637 4,5 0,1 3,3 7,5 5,97 5,2 5,05 5,407 174 278244 7625590 616 4,1 0,2 2,5 7,7 1,1 1,53 2,2 1,610 175 278865 7626179 636 5,9 0,7 3 9,9 0,918 0,875 0,585 0,793 176 279522 7626141 3,3 0,2 2,2 5 0,599 0,575 0,526 0,567 177 278356 7625294 611 4,2 0,2 2,4 8 1,43 0,857 0,988 1,092 178 278234 7625207 616 5,6 0 3,8 10,6 38,2 47,5 44,4 43,367 179 277744 7624978 647 4 0,1 1,9 9,1 10,3 10,6 9,51 10,137 180 277992 7624405 607 4,5 0,1 2,6 9 28,6 26,8 27,9 27,767 181 278105 7623906 586 3,6 0,1 2,9 5,8 0,366 0,46 0,366 0,397 182 277650 7623735 578 4,3 0,6 2,6 6,2 1,11 0,936 1,15 1,065 183 276627 7623820 602 2,7 0 2,2 4,2 2,56 2,36 2,8 2,573 184 276952 7623327 586 3,9 0,2 2,7 6,2 1,89 1,31 2,06 1,753 185 276074 7622590 550 7,2 0,2 2,8 17 0,937 0,871 0,827 0,878 186 276343 7622899 571 5,1 0,1 2,7 10,7 7,32 7,44 4,88 6,547 187 277252 7624151 601 2,6 0,1 1,6 4,7 2,45 2,66 3,23 2,780 188 277543 7624472 603 3,3 0,1 2,1 5,9 19,5 16,2 19,7 18,467 189 277796 7624785 635 4,5 0 2,2 10,2 56 56,6 48,1 53,567